Mi Geoblog: Geologia y más: marzo 2015

SITUACION GEOGRAFICA:

La Playa de San Pedro de Antromero es un pequeño arenal localizado en el término municipal de Gozón (Asturias), entre las localidades de Luanco y Candas, en el pueblo de Antromero, tal como se puede apreciar en el mapa de situación que se puede ver en la siguiente figura. Se trata de un emplazamiento geológico muy singular en la costa asturiana situada al Este del Cabo Peñas.

En la misma Playa de San Pedro de Antromero, cuya situación geográfica se puede ver en el mapa de la siguiente figura, y mas concretamente en su mitad suroriental es donde afloran las turbiditas que se describirán con detalle a continuación.

Figura nº 1: Mapa geográfico de Antromero.

Se trata de un lugar de muy alto interés geológico porque en un mismo se pueden ver una turbidita carbonífera afectada por el plegamiento hercinico, una serie cretácica muy fosilífera discordante sobre esta turbidita y a la vez sobre otros términos paleozoicos y una geomorfología muy variada entre la que destaca una rasa cuaternaria (ver fotografía del titulo del post). En este post describiré la situación geográfica del sitio, su encuadre en la geología regional, el medio sedimentario y los mecanismos de sedimentación y las principales estructuras sedimentarias, estructuras que ilustraré con figuras y fotografías.

En la siguiente figura se puede ver la ortofoto en 3D de la zona de la Península de Antromero con los lugares donde están los mejores afloramientos (Devónico, Carbonífero y Cretácico). El flysch solo aflora en la Playa de San Pedro que se puede ver al SE de la Península de Antromero.

Figura nº 2: Ortofoto 3 D de la Peninsula de Antromero con los lugares donde se tienen los mejores afloramientos geológicos. El Flysch aparece en la parte izquierda de la
Playa de San Pedro.

ANTECEDENTES:

El primer estudio exhaustivo realizado sobre el Flysch de Antromero fue realizado en 1968 por C. Virgili e I. Corrales que lo consideraron una turbidita y dividieron la serie en 4 paquetes en los que definieron tres litologías fundamentales: areniscas (subgrauwackas) de granos finos y angulosos con micas y restos carbonosos, arcillitas (shale) oscuras a veces ligeramente detríticas con partículas carbonosas y finalmente calizas. Además, estos tres términos litológicos recalcaron la aparición de unas brechas calcáreas intraformacionales con estructuras de colapsobrechas que se concentran en los 2 paquetes basales (1 y 2). Estas autoras indican la presencia de estratificaciones graduales en los niveles mas altos (paquetes 3 y 4) además de laminaciones cruzadas y convolutas. Identificaron secuencias de grano clasificación de Bouma a las que le faltaban los términos inferiores (Ta y Tb), tal como se puede ver en la siguiente fotografía:

Figura nº 3: Capa de caliza arenosa con laminaciones de ripples y paralelas y granoclasificación positiva formando una secuencia de Bouma incompleta (Tc, Td y Te).

Estas autoras consideran que la Serie Flysch de Antromero constituye una gran secuencia negativa con los términos mas altos en la parte inferior y los mas bajos en la parte superior de la serie. Consideran que la parte mas baja de la serie flysch corresponde a los momentos de mayor alejamiento del área fuente y mayor inestabilidad de la cuenca con secuencias (Tc-e) a las que les faltan sus términos basales. Por el contrario, observan que en los paquetes superiores (3 y 4) las secuencia están truncadas por arriba lo que consideran un indicio de una mayor proximidad del área fuente y una menor profundidad de la cuenca, tal como se puede apreciar en la siguiente figura:

Figura nº 4: Clasificación de las turbiditas en "proximales" o "dístales". Se puede observar como en una turbidita próximal faltan los términos superiores de la secuencia de Bouma "clásica", mientras que en la turbidita distal los que faltan son los términos inferiores de la secuencia clásica. Como se puede apreciar en el perfil la turbidita proximal se deposita mas cerca del talud continental y por lo tanto del área fuente de los sedimentos mientras que la turbidita distal se deposita a una mayor distancia del talud continental ya cerca de la llanura abisal y por lo tanto mas lejos del área fuente de los sedimentos.

En la columna estratigrafica levantada por estas investigadoras y que se puede ver en la figura de la derecha se detallan las litologías encontradas, la edad, división en tramos y las estructuras sedimentarias principales (granoseleccion, estratificaciones cruzadas, deslizamientos y doblamientos de niveles, etc) asociadas a la sedimentacion de una tectofacies "flysch".

La serie turbidítica que se apoya sobre la formación Caliza de Montaña que en este lugar es muy poco potente y con estructuras sedimentarias que indican condiciones de sedimentación análogas a las de la serie turbidÍtica que se apoya sobre ella.

El espesor de la serie flysch seria de 150 metros y su edad seria Namuriense B y comienzos del C en base a la presencia del goniatitido Reticuloceras paucicrenulatum, cuyo rango de edad abarca entre los 319 y los 329 Ma.

En la siguiente tabla se puede ver la escala geocrológica establecida para el carbonífero en Europa y la situación del Flysch de Antromero:

En el libro “CARBONIFERO Y PERMICO DE ESPAÑA” se describe que sobre la Formación Alba se encuentran 112 metros de calizas oscuras, laminadas, de la Formación Barcaliente que ha sido atribuida a turbiditas distales y en cuya parte final (30 metros) desaparecen las típicas laminaciones y se encuentran 6 metros de calizas brechodies y 15 metros de calizas masivas claras asimilables a la Formación Valdeteja. Sobre estas calizas y sin una discontinuidad aparente aparece una sucesión tipo flysch comparable a la Formación Olleros con brechas intraformacionales en los 25 metros inferiores de esta sucesión. El conjunto de la sucesión son materiales terrígenos con laminaciones, granoclasificación y estructuras sedimentarias. Se menciona la presencia, hacia la parte media de la serie turbidítica de Goniatites como Reticuloceras paucicrenulatum y Proshumardites cf harpinskii que indican una edad Namuriense B (Piso R1).

En Antromero el IGME tiene definido un LIG concretamente el CA023: Sección del Carbonífero y Cretácico de San Pedro de Antromero en el que literalmente se detalla que: “la base de la sucesión carbonífera se encuentra al otro lado del pequeño saliente hacia el mar situado en el extremo suroriental de la playa. Bordeando este saliente se alcanza el afloramiento de la Formación Alba (“Caliza Griotte”) del Viseense; este tramo lo forman 25 metros de calizas nodulosas, de tonos rojizos, que caracterizan al Carbonífero Inferior (Viseense) cantábrico. Por encima se desarrolla una sucesión de unos 110 metros de calizas oscuras y fétidas, la Caliza de Montaña, depósitos originados en una plataforma carbonatada estable pre-orogénica; el estudio de estas rocas carbonatadas (Zamarreño, 1966) diferencia una mitad inferior de naturaleza micrítica y muy homogénea (Formación Barcaliente), mientras que el tramo superior muestra diferentes tipos de estructuras sedimentarias, laminaciones, microestratificación cruzada y niveles con brechas (Formación Valdeteja). Estos niveles superiores de la Caliza de Montaña corresponden a los últimos niveles preorogénicos de la región.

La sucesión estratigráfica que sigue a la "Caliza de Montaña" corresponde al denominado “Flysch carbonífero de Antromero”, una sucesión sinorogénica de edad Namuriense, caracterizada por depósitos turbidíticos constituidos por una alternancia rítmica de areniscas, lutitas y calizas (Virgili y Corrales, 1968; Sánchez de la Torre et al., 1983). Esta ritmita, de acuerdo con Virgili y Corrales (1968), tiene una potencia de unos ciento cincuenta metros y en ella se pueden diferenciar cuatro paquetes con características litológicas diferentes. Estos términos se diferencian por la importancia del contenido de sus componentes principales, bien arenosos (areniscas tipo grauvaca), bien lutíticos (arcillitas detríticas, oscuras con materia carbonosa) o bien carbonatados (lechos carbonatados a diferentes alturas). Los niveles carbonatados son más patentes, más abundantes y de mayor potencia en su tramo inferior, donde se encuentran niveles de brechas calcáreas cuyo origen fue debido al deslizamiento, en un margen continental activo, de materiales que, procedentes de una plataforma carbonatada, se deslizaron hasta el pie del talud. En la figura de la derecha se puede ver la columna litológica.

En el año 2015 se organizo el Geodía 2015 (10/Mayo/2015) en Antromero publicándose una vistosa guía que se puede consultar en Internet

MARCO GEOLOGICO

Estructuralmente el Paleozoico que aparece en la Zona de Antromero forma parte de la serie paleozoica que aflora entre los Cabos Peñas y Torres ambos grandes accidentes geográficos ocasionados por la presencia de afloramientos de la cuarcita armoricana o Formación Cuarcita de Barrios de edad Ordovícico. La zona comprendida entre estos dos cabos es una prolongación de la Unidad de Somiedo de la región de Pliegues y Mantos de la Zona Cantábrica, tal como se puede ver en el esquema estructural de la siguiente figura:

Figura nº 7: Esquema estructural de la Zona Cantábrica.

La zona se caracteriza por presentar una serie de pliegues apretados de dirección NE-SW, tal como se puede ver en la siguiente figura correspondiente al Esquema Tectónico de la Hoja del MAGNA de Gijón.

En la siguiente figura se puede ver el perfil geológico de la zona entre el Cabo Peñas y el Cabo Busto con el tren de pliegues formado por: el Anticlinal de Candas y los sinclinales de Antromero y Perlora. Se puede observar como el flysch Carbonífero se conserva exclusivamente en el núcleo del Sinclinal de Antromero

Figura nº 9: Corte geológico desde el Cabo Peñas al Cabo Torres (Universidad de Oviedo)

Además de los grandes pliegues que se pueden ver en la anterior figura la serie paleozoica presenta estructuras plegadas de menor escala (decamétrica) pero que pueden afectar a los espesores de las sucesivas unidades litoestratigráficas. En la siguiente figura se puede ver un pliegue tumbado desarrollado en la Formación Areniscas de Piñeres (Areniscas del Devónico Superior) sobre el que se disponen discordantemente las areniscas de la Formación Peñaferruz del Cretácico Inferior:

Figura nº 10: Pliegue tumbado en la Formacion Areniscas de Piñeres (Devónico Superior). Sobre la estructura se dispone discordantemente la Formación Peñaferruz del Cretacico.

Son numerosos los pliegues de pequeña escala (métrica) como el pliegue-falla con engrosamientos como los de la siguiente fotografía, muy visibles sobre todo en los niveles de estratificación mas delgada de la serie flysch.

La intensa deformación que han sufrido las formaciones paleozoicas ha generado una deformación interna que se manifiesta en una marcada esquistosidad presente en las unidades litológicas menos competentes como son las margas calcáreas de la Formación Calizas de Candás del Devónico que se puede ver en la siguiente fotografia:

Figura nº 12: Esquistosidad muy marcada en las margas calcáreas devonicas de
la Formacion Calizas de Candas.

Las turbiditas del Flysch de Antromero presentan una deformación interna marcada por la una esquistosidad, asociada a un gran pliegue sinclinal, algo menos desarrollada que en las margas devónicas pero que se puede apreciar bien tal como se puede ver en la fotografía de la siguiente figura.

Figura nº 13: Esquistosidad en los niveles lutiticos de la turbidita de Antromero.

Aparte de la esquistosidad también se pueden ver otras estructuras que permiten absorber los esfuerzos de la intensa deformación por toda la serie hay pequeños pliegues y fracturas y también se puede apreciar la existencia de una deformación causada por movimientos de flexura y/o cizalla que se resuelve a base de gran cantidad de fisuras y vetas de calcita dispuestas escalonadamente y con una cierta tendencia sigmoidal, tal como se puede apreciar en la fotografía de la figura de la derecha.

Toda la serie paleozoica esta limitada por una fractura paralela a la costa que pone en contacto las lutitas grises carboníferas con las margas y arcillas rojas del Triásico Superior en Facies Keuper y que se puede ver en la cartografia geológica del IGME.

Esta Fractura se puede observar en un afloramiento de mala calidad, en la desembocadura del Arroyo de Pielgo que limita el Arenal de San Pedro de Antromero por el SE.

Figura nº 15: Contacto por falla entre las lutitas grises carboniferas y las arcillas rojas triasicas.

Las turbiditas de la serie flysch están afectadas por dos conjuntos de fracturas ortogonales, una de dirección NE-SW y otra de dirección SE-NW, se trata de fracturas directas con un desplazamiento de unos pocos metros:

Figura nº 16: Fallas directas conjugadas que afectan a las turbiditas (Rasa de la
Playa de San Pedro de Antromero).

La serie turbidítica esta cubierta por materiales detríticos (arenas y arcillas) cretácicos (Formación Peñaferruz) que están en contacto con las lutitas grises por lo que el IGME interpreta como una falla directa tal como se puede ver en la siguiente fotografía:

Figura nº 17: Contacto discordante y fallado del Flysch carbonífero con el Cretácico Inferior. Fotografía tomada del IGME (IELIG CA023 Sección del Carbonífero y Cretácico de la Playa de San Pedro).

ESTRATIGRAFIA DEL PALEOZOICO DE ANTROMERO:

En la cartografía geológica de la zona se observa la existencia de una serie de formaciones devónicas (Formaciones Calizas de Candas del Frasniense y Areniscas de Piñeres del Fameniense), del Carbonífero inferior (Formaciones Baleas, Alba, Barcaliente y Olleros) todas ellas afectadas por las estructuras plegadas hercinicas y un conjunto de depósitos postorogénicos: la Formación Fuentes del Triásico Superior (Rhaetiense) y las Formaciones Peñaferruz (Barremiense) y Antromero (Aptiense).

Figura nº 18: Mapa geológico de Antromero. Tomado de la cartografia digital del IGME.

FORMACION CALIZAS DE CANDÁS:

La Formación más antigua que aparece en esta zona es del Devónico se trata de la Formación Calizas de Candás que en esta zona tiene un espesor de 265 m y en la que se han establecido cinco tramos, todos ellos muy fosilíferos. La formación aflora entre las playas de Samarincha y Aramar (Luanco). El primer tramo tiene 25 metros de espesor y esta formado por calizas y calizas arcillosas amarillas y rojizas. El segundo tramo con 110 metros de espesor esta formado por calizas masivas arrecifales. El tercer tramo tiene 50 metros de espesor de calizas con crinoideos, braquiópodos y corales rugosos solitarios. El cuarto tramo tiene 40 metros de espesor y esta compuesto por calizas masivas con corales y estromatoporoideos globosos. El quinto y ultimo tramo esta formado por una alternancia de margas y calizas margosas con una abundante fauna (braquiópodos, corales, crinoideos, y algunos trilobites). A techo aparecen unas calizas biostromicas, construidas por corales rugosos (Disphyllum) y corales tabulados ramificados (Thamnopóridos).

El tránsito de la Formación Calizas de Candás a la Formación Areniscas de Piñeres (Devónico Superior), es erosivo.

FORMACION PIÑERES (ARENISCAS DE CANDÁS):

La Formación Piñeres o Arenisca de Candás (personalmente prefiero la antigua y mas heroica denominación de “Areniscas del Devónico Superior”) de edad Frasniense-Fameniense, es de carácter areniscoso salvo en la Playa de La Gargantera, en la que la parte alta de la sucesión es principalmente lutítica antes de que en los últimos metros vuelvan a aparecer las areniscas. Esta sucesión a sido asimilada al conjunto de los intervalos litológicos que constituyen las Formaciones Nocedo, Fueyo y Ermita de el Devónico de la Provincia de León. En esta sucesión, las areniscas de la parte baja de la misma, presentan buenos ejemplos de depósitos de ambientes marinos someros, areniscas ferruginosas con estratificaciones cruzadas de diversos tipos y escalas.

En la sucesión suprayacente, principalmente lutítica y de unos 100 metros de espesor, se pueden observar diversos tipos de ciclos granocrecientes formados por lutitas, alternancias de lutitas y areniacas y areniscas, con grados de bioturbación variables y estructuras sedimentarias generalmente obliteradas por la actividad orgánica. Autores como Sánchez de la Torre et al. (1976) consideran que este segundo intervalo lutítico se depositaria en un marino de plataforma e identifican algún episodio de talud lo que vendría corroborado por la presencia de una abundante bioturbación por zoophycus.

Figura nº 20: Bioturbación por Zoophycus en las Areniscas de Piñeres (Devónico).

Encima del Devónico se sitúa un conjunto de formaciones carbonatadas, muy continuas en toda la Zona Cantábrica, pero que en esta zona se presentan de una manera condensada con espesores mucho menores que en otras zonas cercanas.

FORMACIÓN CANDAMO.

Compuesta por calizas (calizas encriníticas) bioesparíticas y biomicríticas compactas de color gris claro y aspecto blanquecino tienen poco espesor en esta zona y se datan en el transito Devónico – Carbonífero. Las calizas se depositaron tras una suave oscilación hacia el Este que coloco a la plataforma somera devónica a una cierta profundidad y sometida a la acción de las olas donde se instala un ambiente carbonatado de muy poca productividad con la formación de barras bioclásticas.

P. del Río y J.R. Menéndez Álvarez (1978) describen una sección de esta Formación en Loredo: Muro: contacto erosivo con las Arenisca de La Ermita.

- 3,40 m. Calizas blanquecinas bioclásticas de aspecto masivo con superficies estilolíticas muy abundantes.

- 4.40 m. Calizas bioclásticas grises claras y blanquecinas de aspecto masivo con estilolitos paralelos a la estratificación.

- 3,80 m. Calizas rojas de aspecto noduloso con superficies de estratificación onduladas con intercalaciones delgadas de pizarras rojizas. Abundan los fósiles de crinoideos, goniatites y gasterópodos.

A techo de la Formación se situaría un hard ground. La datación mediante conodontos situa estas calizas un intervalo temporal entre el Fameniense Superior y el Tournasiense Superior, luego esta Formación contendría el limite Devónico - Carbonífero que se localizaría cerca del techo de la Formación.

Figura nº 21: Contacto entre las Formaciones Candamo (izquierda) y Alba (derecha) con un marcado contraste litológico (calizas blancas y calizas rojas): El limite Carbonífero-Devónico se encuentra dentro de los niveles superiores de las calizas blancas.

Formación Baleas o Vegamián:

Esta compuesta por areniscas, detríticos finos y pizarras negras con nódulos de chert, fosfatos y manganeso. Esta unidad aparece como lentejones discontinuos de poco espesor (>10 m) y por lo tanto no tiene representación cartográfica. Solo se encuentra en aquellas zonas donde no esta presente la Formación Candamo por lo que en esta zona no aparece.

FORMACION ALBA:

También se la conoce como "Calizas o mármol Griotte" y se apoya, bien sobre las Areniscas del Devónico Superior (Formación La Ermita) o sobre la Formación Candamo. Esta formada por un conjunto, de espesor muy variable (15-40 m), formado por calizas nodulosas rojas, radiolaritas, pizarras silíceas rojas, pizarras grises y calizas nodulosas verdes que pasan a calizas micríticas. Abundan los fósiles de cefalópodos (Goniatites) y crinoideos.

En la sección de Entrago (descrita detalladamente en este Blog) esta formación tiene 30 metros de espesor y en su mitad inferior presenta una intercalación de 7 m de radiolaritas de color más oscuro. Encima y sin ninguna discontinuidad, se disponen 4 metros de calizas del mismo aspecto, pero de color gris rosado con una breve intercalación de caliza roja que forman el tránsito a la Caliza de Montaña (Formación Barcaliente) que sigue inmediatamente por encima.

Su edad abarcaría el Tournasiense Superior y el Viseeense (Carbonífero inferior) completo. Muy cerca del techo de esta formación se encontraría el límite Viseeense-Namuriense como indicaría la presencia de Delepinoceras eothalassoide que caracteriza la parte baja del Namuriense A.

En las zonas donde la Formación Alba esta bien desarrollada y presenta buenos afloramientos se la subdivide en tres miembros:

Miembro Gorgera; con un espesor de 10 metros está constituido por calizas nodulosas blancas o grises que pueden presentar una fuerte estilolitización y margocalizas verdosas muy fosilíferas con una fauna de goniatites, corales, lamelibranquios, braquiópodos, crinoideos....

Miembro Lavandera: formado por 5 a 7 metros de lutitas carbonatadas y silíceas con radiolaritas rojas o verdes. Contienen una escasa macrofauna.

Miembro Canalón: formado por 10 a 20 metros de calizas nodulosas a seudonodulosas rosadas en la base y grises a techo con capas con acumulaciones de fósiles de goniatítidos, corales, lamelibranquios, braquiópodos y crinoideos. A techo pueden aparecer lutitas rojas con crinoides y margas negras fétidas que marcan el paso a la siguiente formación.

FORMACIÓN BARCALIENTE ( Y VALDETEJA):

La Formación Barcaliente se apoya, sin discontinuidad, sobre los materiales de la Formación Alba/Genicera a través de unas capas de calizas nodulosas claras y esta constituida por calizas micríticas (mudstone) bien estratificadas y laminadas por alternancias de mayor o menor contenido en materia orgánica, son calizas de color negro y olor fétido. A techo de la Formación pueden aparecer calizas de algas y brechas de colapso por disolución de sales. La edad de esta Formación seria Viseeense – Bashkiriense. En la figura de la derecha se puede ver la columna levantada en Antromero por Zamarreño. Las formaciones Barcaliente y Valdetejas integran, superpuestas la una a la otra, el conjunto denominado Caliza de Montaña (las Mountain Limestones de Ezquera del Bayo, 1844) cuyo estratotipo se encuentra en el Valle del Río Curueño, en el curso inferior de los arroyos Barcaliente y Valdeteja. La serie esta constituida por calizas negras, fétidas y tableadas, a veces laminadas y algunas veces dolomitizadas.

El contenido paleontológico es muy escaso y en el corte tipo esta limitado a una fauna de braquiópodos.

Figura nº 23: Aspecto de las calizas laminadas de la Formación Barcaliente en Antromero.

Como ya he mencionado en Antromero el conjunto de las Formaciones Barcaliente y Valdeteja se presentan de una manera condensada con muy poco espesor (112 metros) en comparación con los cientos de metros que presentan en otros lugares de la Cordillera Cantábrica. El tramo mas alto, de calizas mas claras que podría asimilarse a la Formación Valdeteja, presenta solamente 25 metros de espesor. Este poco espesor puede ser debido a que en esta zona las calizas presentan un carácter turbidítico con estructuras típicas de este tipo de ambientes como la laminación convolute que se puede ver en la siguiente fotografía y corresponderían ya a depósitos de talud no de plataforma marina.

Figura nº 24: Laminación convolute en las calizas de la Formacion Barcaliente.

FORMACION OLLEROS:

Esta Unidad fue definida fue definida por Wagner et al (1971) en el Sinclinal de Alba (Leon) donde la describieron como un conjunto de pizarras, areniscas y algunas capas de calizas que se situarían por encima de las Capas de Olaja. En la parte inferior de la formación aparecen pizarras con algunas delgadas intercalaciones de areniscas que se hacen mas abundantes a partir de la mitad de la serie donde se ordenan en secuencias granoclasificadas y otras estructuras sedimentarias. Las calizas en bancos delgados comienzan a aparecer a 267 metros de la base de la formación y 50 metros mas arriba la sucesión pasa de terrígena a carbonatada y esta formada por 80 metros de calizas oscuras, fétidas y laminadas con una facies muy parecida a la de la Formacion Barcaliente. Los términos mas altos de la sucesión afloran en el núcleo del sinclinal y están constituidos por pizarras, areniacas y conglomerados con capas de carbón.

Esta Unidad es muy poco fosilífera y la poca flora que se ha encontrado parece indicar una edad Namuriense B. Sin embargo, la presencia en las primeras capas calcáreas de Gnathodus bilineatus bollandensis parece indicar una edad Namuriense A.

En muchos lugares, incluido en su estratotipo en Olleros de Alba, esta formación se presenta en facies turbiditicas, pero en ningún lugar tan bien expuestas y con facies tan representativas de este tipo de ambiente sedimentario como en Antromero.

EVOLUCION TECTONICA:

A finales del Mississipiense comienzan a manifestarse de una manera clara los primeros efectos de la Orogénesis Varisca o Hercinica y en la Zona Cantábrica comienza una sedimentación turbidítica señal inequívoca del establecimiento de una cuenca sinorogénica con aportes de un continente que se empezaba a levantar al Oeste y Suroeste con un mar abierto hacia el Este. Esta orogénesis da lugar a la formación de una cuenca de antepaís en la que la sedimentación esta controlada por el movimiento del frente orogénico hacia el Este.

Los depósitos carboníferos en la Zona Cantábrica se disponen en forma de cuñas clásticas o unidades aloctonas en surcos subsidentes (de antepaís) en los que se depositan grandes cantidades de sedimentos arrancados del continente que se esta levantando hacia el Oeste.

Figura nº 26; Cuñas clásticas en el Carbonífero de Asturias.

En la Región de Pliegues y Mantos durante el Namuriense Inferior se depositan espesas secuencias turbidíticas (Formaciones Olleros y Cuevas) que rellenan uno de estos surcos contiguos al orógeno. Durante el Namuriense Medio (Baskiriense Inferior) se instala en la zona una amplia plataforma carbonatada en la que se deposita una potente serie carbonatada (Formación Valdeteja) En la parte occidental de esta amplia plataforma carbonatada se desarrolla un surco de antepaís en el que se depositan turbiditas a dentro de las que se encuadra la Serie Flysch de Antromero. Posteriormente (Baskiriense – Kasimoviense) con la cuenca de antepaís cerrada, en esta zona se instala una sedimentación mas somera con depósitos de ambientes deltaicos y continentales (abanicos aluviales costeros), tal como se puede ver en el siguiente esquema (Fuente: Universidad de Oviedo):

Figura nº 27

En la Región de Pliegues y Mantos de la Zona Cantábrica se sigue el esquema anterior y los depósitos de la plataforma carbonatada (Formación Valdeteja) son sustituidos lateralmente por sucesiones siliciclásticas que los acaban fosilizando. Concretamente en la Unidad de Somiedo estas sucesiones, entre las que se encuentra la de Antromero, tienen un marcado carácter turbidítico con brechas y olistolitos calcáreos procedentes de la plataforma (Formación Valdeteja). Este intervalo turbidítico evoluciona a una alternancia de lutitas con areniscas y calizas de medios menos profundos. Hacia arriba las calizas desaparecen y las areniscas se hacen cada vez mas abundantes en un proceso de relleno progresivo de una cuenca sinorogénica por medios sedimentarios de plataforma marina somera (detrítica y/o carbonatada) y finalmente por medios de transición (deltaicos). En la siguiente figura se puede ver un bloque esquemático en el que se puede ver lo antes descrito:

Figura nº 28: Bloque esquemático en el que se puede apreciar como seria la cuenca sedimentaria desarrollada en la Zona Cantábrica durante el intervalo Namuriense-Westphaliense. Esta cuenca sedimentaria tendría un orógeno al Oeste y una cuenca marina al Este, esta cuenca estaba formada por una plataforma terrena y una carbonatada y recibía los aportes de sedimentos procedentes del continente y los transferia mediante aprons carbonatados y abanicos submarinos a las partes mas profundas de la cuenca marina.

DEPOSITOS DE TURBIDITAS.

Antes se pasar a describir el Flysch de Antromero hare un repaso se las principales características de este tipo de depósitos sedimentarios.

En Wikipedia una turbidita viene definida como una facies sedimentaria que se deposita durante una corriente turbidítica como son conocidas las avalanchas submarinas que redistribuyen grandes cantidades de sedimentos clásticos provenientes del continente en las profundidades del océano. Cuando se depositan sucesiones con secuencias alternantes de diferente composición se denominan flysch. En la siguiente figura se puede ver un resumen de los elementos de un sistema turbidítico, que describiré a continuación.

Figura nº 29: Bloque esquemático de un sistema y abanico submarino.

Sucesivos depósitos turbidíticos constituyen abanicos submarinos que suelen orientarse perpendicularmente a la orientación de la cuenca y constan de una parte interna por donde se alimenta el abanico, una parte media donde predominan los sedimentos arenosos y una parte distal donde se depositan los sedimentos más finos.

MECANISMOS DE TRANSPORTE:

Los mecanismos por los cuales los sedimentos se desplazan pendiente abajo se conocen como flujos de sedimentos por gravedad, termino empleado por Middleton y Hampton, que se dividen por el comportamiento de los granos transportados y la plasticidad del fluido que los transporta, y son los siguientes cuatro tipos:

Corrientes turbidíticas: son corrientes turbulentas en las que los sedimentos son soportados por la turbulencia que a su vez es la que provoca su flotabilidad. Esta turbulencia se desarrolla preferentemente en el seno de la mezcla fluido-sedimento cuando esta alcanza grandes velocidades de propagación. En la siguiente figura se puede ver un esquema de lo que vendría a ser una corriente de turbidez.

Figura nº 30: Esquema de una corriente de turbidez.

Entonces podemos definir las corrientes de turbidez como mezclas de masas de agua y sedimentos que se mueven por la plataforma continental accionadas por la gravedad y canalizadas por cañones submarinos, estos flujos pueden alcanzar velocidades de hasta 70 kilómetros por hora, aunque generalmente se mueven a velocidades menores. Estas corrientes suelen ocurrir una vez cada 100 años de media y generalmente en zonas de subducción donde se generan surcos marinos profundos con un alto aporte de sedimentos y una gran actividad tectónica (terremotos

Figura nº 31: Esquema de una corriente turbiditica con sus partes y depósitos.

Flujos fluidizos: La fluidización ocurre cuando pequeñas partículas solidas son suspendidas por una corriente de un fluido que se dirige de abajo hacia arriba venciendo el peso de las mismas y entonces los granos tienden a desplazarse hacia la superficie dentro de un fluido newtoniano o de alta viscosidad. Cuando la velocidad del fluido debe ser lo suficientemente alta como para suspender las partículas, pero a la vez no tan elevada como para expulsar las partículas fuera del recipiente. Las partículas solidas rotan de manera muy rápida en el lecho generándose una mezcla de materiales. En la siguiente fotografía se puede observar uno de los varios niveles de lutitas deslizadas que aparecen en la serie de Antromero. Se trata de niveles de lutitas negras que se presentan desorganizados y con un cierto contenido de elementos arrastrados como pequeños clastos o veces bioclastos (cronoideos) y pequeños slumps.

Figura nº 32: Tramo de lutitas deslizadas.

Flujo de granos: es un tipo de flujo de sedimentos por gravedad en el que el fluido de transporte (aire o agua) actúa solo como lubricante y los granos interactúan entre si dentro de un fluido no-newtoniano. Los granos permanecen en suspensión dentro del fluido que los transporta por causa de la presión de dispersión generada por las colisiones de los granos entre si. Los flujos de granos son muy frecuentes en medios eólicos y aparecen como avalanchas de granos en las caras deslizantes de las dunas de arena. Por el contrario, los flujos de grano puro son raros en entornos subacuáticos, donde los granos en un flujo generalmente se mantienen en suspensión predominantemente por tracción, saltación, turbulencia de fluidos y / o flotabilidad del grano cuando los granos flotan en la matriz de arcilla de un flujo de lodo. Sin embargo, en las corrientes de turbidez de alta densidad con una importante fracción arenosa, las colisiones de grano a grano son muy importantes como proceso que contribuye al soporte de sedimentos. Las altas concentraciones de arena que se desarrollan en la base de los flujos de alta densidad acercan los granos lo suficientemente entre sí que las frecuentes colisiones de grano a grano sean inevitables y dan como resultado capas de sedimento que se gradúan en forma inversa, ya que los granos más pequeños se depositan a la vez que los granos más grandes y tienden a situarse por debajo de ellos.

En la siguiente figura de puede ver un nivel centimetrito de areniscas de grano grueso y base erosiva, intercalado entre lutitas negras.

Figura nº 33: Capa de areniscas de grano grueso de base ondulada y techo plano entre niveles de
lutitas negras finamente laminadas.

Flujo de detritos o flujos cohesivos: en este tipo de flujo los granos se encuentran soportados por la matriz. Los sedimentos son soportados por una matriz cohesiva que, dependiendo de su densidad y viscosidad, puede proporcionar una flotabilidad completa a las partículas de mayor tamaño, y/o una lubricación de las mismas durante el transporte.

Por su parte Shanmugam y Moiola distinguieron cuatro tipos básicos de transporte de masas hacia aguas profundas y cuatro formas geométricas los cuerpos turbidíticos; deslizamientos, slumps, flujo de detritos y corrientes turbidíticas tal como se puede ver en la siguiente figura:

Figura nº 34.

Slumps:

La palabra describe un proceso de transporte que genera una avalancha de sedimentos que se depositan formando estructura sedimentaria caótica. Consta de masas de sedimento cohesivas que se deslizan en una superficie cóncava y con movimientos rotacionales causando un estilo de deformación dúctil en sus estructuras internas, fácilmente se reconocen por su plegamiento de tipo sin-genético. Mientras avanza el deslizamiento de una avalancha talud abajo el sedimento se puede transformar en un flujo de detritos.

Flujo de detritos:

Al contrario que en una corriente turbidítica donde el fluido se encuentra en estado turbulento, en un flujo de detritos los granos se desplazan dentro de un fluido no-newtoniano en estado laminar. En un flujo de detritos el fluido se comporta plásticamente y puede tener una concentración de sedimentos variable entre 25-95%. El contenido varia dentro de una matriz arenosa y sirve para clasificar el depósito siendo dominantes los movimientos intergranulares.

Flujo de detritos:

Corrientes turbidíticas:

Una corriente turbidítica es aquella que acarrea sedimentos en un fluido newtoniano en estado turbulento, los sedimentos se encuentran en suspensión y la corriente no tiene la suficiente fuerza para acarrear arenas muy gruesas a gravas. Estos sedimentos pueden ser depositados a cientos de kilómetros de la base del talud. Galloway y Hobday (1983) describen como una corriente turbidítica se desarrolla inicialmente en forma de canales y se expande conforme se va alejando del talud, manteniendo en turbulencia los sedimentos acarreados. Pueden desarrollarse en diferentes niveles del talud, es decir, cercano a la plataforma o fuente, en los canales, cañones, niveles distales de la línea de costa, etc.

En la siguiente figura se puede ver un esquema clásico (Walker 1965) del transporte de sedimentos dentro de una corriente de turbidez:

Figura nº 36.

En la siguiente figura se puede ver el perfil longitudinal de una corriente de turbidez intrabasinal que muestra sus componentes principales (cabeza, cuerpo y cola).

Figura nº 37: Corriente de turbidez intrabasinal: dB: espesor del cuerpo; dH: espesor de la cabeza; fo: coeficiente de fricción dimensional de Darcy-Weisbach para la fricción del lecho; fi: coeficiente de fricción dimensional para la fricción interracial en la parte superior del cuerpo; UB: velocidad del cuerpo y UH: velocidad de la cabeza. Adaptado de Pickeron et al 1989.

TIPOS DE DEPOSITOS:

Los depósitos turbidíticos se pueden clasificar según el tipo de proceso que los forma.

Slumps:

Los slumps son un conjunto de pliegues y fallas sin-sedimentarias que pueden aparecer en diversos ambientes como abisales, de talud, deltas, abanicos aluviales, glaciares, depósitos eólicos, etc. Comprenden litofacies que varían de conglomerados a arenas muy finas que presentan una marcada deformación. Los pliegues se encuentran entre paquetes de rocas sin deformar que se encuentran en contacto discordante con las capas adyacentes. En la siguiente fotografía se puede ver una slump desarrollado en un nivel de lutitas negras del Flysch de Pendueles:

Figura nº 38: Slump en lutitas. Flysch de Pendueles.

Así pues, los pliegues por deslizamiento gravitacional (slumps) son deformaciones contemporáneas a la sedimentación, formadas por deslizamiento de una masa de estratos previamente depositados. El término ingles de slump se utiliza para designar procesos de deslizamientos por gravedad restringidos a zonas de rotura de la pendiente y con un movimiento horizontal pequeño, sus dimensiones varían de pocos metros a varios centenares de metros de espesor. Los slumps se producen en una gran variedad de ambientes sedimentarios preferentemente en depósitos con una gran abundancia de materiales finos. Se diferencian de los plegamientos de origen tectónico porque se encuentran limitados en base y techo por estratos no deformados. En algunos casos, las deformaciones que se producen dentro de los pliegues por deslizamiento gravitacional pueden estar preferencialmente orientadas, llegando a indicar la dirección de inclinación del paleotalud.

Depósitos de debritas

Este tipo de depósito es el resultado del transporte en masa de flujos de detritos. Suelen presenta mayores grosores que los otros tipos de depósitos y el tamaño de los granos pueden variar desde gravillas hasta bloques con las partículas dispuesta caóticamente. Por lo tanto, las debritas se presentarán como conglomerados muy mal clasificados, aunque puede presentar grano clasificación granodecreciente o creciente. clasificados, aunque puede presentar grano clasificación granodecreciente o creciente.

Figura nº 39: Brecha carbonatada.

Depósitos de Turbiditas

Se forman a partir de las corrientes turbidíticas y generalmente presentan gradación granodecreciente con texturas y estructuras sedimentarias típicas. En estos depósitos es común observar la Secuencia Bouma, así́ como los horizontes de la Secuencia Stow y Lowe que serán descritas posteriormente.

La sedimentación tiene lugar cuando el flujo o la corriente desacelera y entonces los granos no pueden seguir en el proceso de transporte. Lowe (1982), separa los depósitos turbidíticos de la siguiente manera:

Turbiditas de baja densidad cuando predominan las granulometrías finas (arena fina, limos y arcillas con los granos suspendidos de manera independiente en un flujo turbulento. Primero se deposita la carga en tracción y posteriormente los granos en suspensión.

Turbiditas de alta densidad este tipo de turbidita presenta una granulometría mas amplia comprendiendo gravas, gravillas y arenas gruesas que pueden ser transportados en tracción de fondo o en suspensión dentro de un fluido mezclado con sedimento fino.

Depósitos de Flujos Fluidizos

Son depósitos que se caracterizan por su alto contenido en sedimentos finos de arenas muy finas a arcillas. Son los depósitos finales de un flujo de sedimentos de gravedad o de una corriente turbidítica, por lo que tienden a formar los miembros terminales de una secuencia turbidítica, los depósitos de levees o zonas de desborde de canales. Pueden aparecer como el relleno de una cuenca o inclusive como el relleno de canales turbidíticos. Suelen presentar espesores y extensiones superficiales más pequeñas que otros tipos de depósitos. En ellos suele dominar el término Te de la secuencia de Bouma y en ocasiones pueden aparecer algunos de los horizontes de la Secuencia Stow.

En la siguiente figura se puede ver un bloque diagrama en el que se resumen los principales procesos que entran en funcionamiento para que se forme un sistema turbidítico:

Figura nº 40.

LAS TURBIDITAS

Las turbiditas constituyen más importantes de los depósitos acumulados en los medios marinos profundos y están formados a partir de procesos de colapso gravitacional de los sedimentos acumulados en las proximidades del talud continental. A los flujos que acarrean estos sedimentos desde las zonas más someras de plataforma a las zonas marinas más profundas se les denomina corrientes de turbidez. Estas corrientes llegan a generar depósitos a distancias de hasta 100 kilómetros del margen de la plataforma continental, pudiendo cubrir superficies que abarcan miles kilómetros cuadrados.

Las corrientes de turbidez son un tipo de flujo gravitacional de sedimentos que se generan cuando un gran volumen de sedimentos es removido por algún tipo de fenómeno catastrófico (terremotos, desmoronamientos, tormentas, avenidas fluviales, etc…). Estas corrientes de turbidez son mezclas de masas de agua y sedimentos que se movilizan soportados por turbulencias que favorecen su flotabilidad y que se mueven por la plataforma continental accionadas por la gravedad y canalizadas desde el talud al fondo marino a través de los cañones submarinos que conectan estos dos medios, estos flujos pueden alcanzar velocidades de hasta 70 kilómetros por hora, aunque generalmente se mueven a velocidades menores. Generalmente se trata de flujos de corta duración y pequeño volumen (tipo “surge”) aunque a veces pueden ser de mayor duración sobre todo cuando están relacionados con ambientes de sedimentación fluvio-deltaica. Estas corrientes suelen ocurrir una vez cada 100 años de media y generalmente en zonas de subducción donde se generan surcos marinos profundos con un alto aporte de sedimentos y una gran actividad tectónica (terremotos). Una corriente de turbidez se divide en tres partes: raíz, cuerpo y cabeza.

En las corrientes de turbidez la concentración de sedimento puede llegar al 45% formando corrientes de alta densidad con una parte laminar basal y una parte superior turbulenta.

La deposición del material se realiza por freezing (congelamiento) en los flujos altamente concentrados, por aumento de las presiones dispersivas en el caso de las corrientes de turbidez de alta densidad y por caída desde la suspensión en el caso de corrientes de baja densidad.

Este tipo de medio sedimentario está compuesto por lóbulos de turbiditas y canales que se forman en una llanura abisal al pie del talud continental y son alimentados por cañones submarinos asociados a deltas y desembocaduras fluviales. Los abanicos pueden ser de arena asociados a márgenes activos y abanicos de lodo que se asocian a márgenes pasivos y son de mayor tamaño.

Un abanico, según su proximidad a la costa, se divide en abanico proximal, medio y distal o abanico interno, medio y externo. En la siguiente figura se puede ver un modelo de un abanico submarino junto una hipotética secuencia regresiva de abanico submarino (Mutti y Ricci-Lucci 1972).

Figura nº 41.

En el abanico proximal hay canales y cañones con facies de debritas, brechas y turbiditas de grano grueso con los horizontes de Ta, Tb, Tc y Td de Bouma. En el abanico medio desaparecen los cañones y se desarrollan lóbulos principales ricos en arenas con niveles de debritas y arenas de grano grueso. Cada lóbulo lleva sistemas de canales trenzados o meandriformes que transportan los sedimentos pudiendo presentarse secuencias de Bouma completas. El abanico distal se caracteriza por presentar pendientes suaves donde los sedimentos circulan lentamente generándose capas delgadas con secuencias Tb, Tc y Te.

Un abanico se puede diferenciar por el tamaño de sus granos, pudiendo dividirse en abanicos de arena o abanicos de lodo dependiendo de la fuente del sedimento clástico y de la actividad tectónica del entorno en que se sitúa. Según Galloway y Hobday, los abanicos de arena suelen comprender extensiones menores y se asocian a márgenes activas, por el contrario, los abanicos de lodo son superficialmente más extensos y aparecen márgenes tectónicamente pasivas.

Figura nº 42.

Los sistemas de abanicos submarinos están regularmente sujetos a frecuentes superposiciones de nuevos abanicos alimentados por el mismo cañón o debidos a cambios de la fuente de sedimentos. Según Galloway y Hobday los procesos son: progradación, retrogradación y agradación vertical; en una progradación la línea de costa avanza hacia mar abierto, al contrario, en la retrogradación la línea de costa gana terreno al continente y en una agradación vertical la línea de costa mantiene su posición y los abanicos se superponen rítmicamente hacia la superficie.

Componentes de un abanico submarino fósil y facies turbidíticas relacionadas. Obsérvese un gran cañón en la región del abanico superior, una red de canales de distribución en la región del abanico medio y conexiones sin canal en la región del abanico inferior. La nomenclatura de facies utilizada es de Mutti y Ricci Luccbi (1972, 1975) y de Shanmuga y Moiola (1985b).


Figura nº 43

Los sistemas turbidíticos submarinos son grandes acumulaciones de sedimentos al pie del talud continental. Estos sedimentos son transportados desde los bordes de la cuenca por sistemas de cañones y canales submarinos. La evolución de los sistemas turbidíticos depende de factores sedimentarios, tectónicos y eustáticos y poseen componentes erosivos (cañones submarinos y cicatrices de deslizamiento), erosivo-deposicionales (canales turbidíticos) y deposicionales (lóbulos, levees y depósitos de desbordamiento).

Los cañones submarinos y los canales turbidíticos estan presentes en gran numero de márgenes continentales (principalmente los progradantes e intermedios), sus cabeceras y tramos superiores. Suelen estar encajados en la Plataforma y en el talud continental, incluso cerca de la costa (ver el ejemplo del cañón de Aviles en la siguiente figura) y generalmente mueren al pie del talud continental. Se puede hablar de sistema de "cañon-canal" para referirse a los cañones submarinos que se prolongan mediante canales turbidíticos subceptibles de desarrollar canales menores o tributarios. Estos sistemas tienen una gran importancia en la transferencia de sedimentos desde la plataforma y el talud hacia las cuencas ocenánicas profundas.

Los cañones son la fuente de alimentación de los sistemas turbidíticos ya que permiten el transporte de material sedimentario procedente de la plataforma y el talud (gravas, arenas y fangos) hacia abajo por medio de flujos de alta densidad. Suelen tener forma de “V” o de “U” y su longitud suele ser proporcional a la inversa del gradiente del talud en el que se desarrollan.

En la imagen de la derecha se puede ver el Cañon de Aviles que desciende de una manera muy rápida desde la estrecha plataforma continental cantábrica hasta los 1000 metros de profundidad.

Las márgenes del cañón superior y medio se caracterizan por presentar múltiples escarpes originados por la erosión de su pared lateral con la creación de tarrazas a lo largo de su longitud. El abrupto relieve de las paredes del cañón permite un confinamiento casi absoluto de los flujos de turbidez, confinamiento que puede ser sobrepasado al desplazarse pendiente abajo hacia la zona de transición a un complejo de canal-levees.

Hay dos grandes hipótesis sobre el origen de los cañones submarinos; una los relaciona con paleocursos fluviales, formados en la plataforma continental durante descensos del nivel del mar; y que posteriormente se extenderían por procesos de erosión submarina. Otra hipótesis sugiere que la localización de los cañones submarinos está condicionada por accidentes estructurales.

Los canales turbíditicos son elementos negativos del relieve que vertebran y alimentan a sistemas deposicionales profundos como los grandes abanicos turbidíticos y los complejos canal-dique de desarrollo mas limitado. Los canales turbidíticos se desarrollan a partir de la desembocadura de los cañones submarinos en el punto de inflexión de la pendiente al pie de talud y son los principales conductos de transporte del sistema turbidítico, siendo el transporte dentro de los mismos por flujos gravitacionales. En la siguiente imagen (G. Ercvilla et al) se puede ver un mapa sismico de la parte superior del talud continental del sistema turbidítico del Río Magdalena mostrando sistemas canal-dique y depositos de flujos en masa (señalados en rojo).

Figura nº 45.

Los canales turbidíticos pueden ser desde rectilíneos (baja amplitud) a presentar una alta sinuosidad y se forman a partir de las corrientes de turbidez que pueden erosionar y también acumular materiales sobre todo en los diques y los flancos de los lóbulos deposicionales que se alimentan de los propios canales. Los complejos de canal-dique están formados por el solapamiento y/o la coalescencia de varios sistemas canal-dique, es decir por cuerpos sedimentarios desarrollados a partir de un canal turbidítico por desbordamiento lateral de corrientes de turbidez y la acumulación, tanto lateral como en el frontal, de los materiales transportados por la corriente de turbidez.

En la siguiente figura se puede ver un esquema transversal de los depósitos de un cañón submarino y de un sistema de canal-dique:

Figura nº 46.

Como ocurre en el medio fluvial la migración lateral y la acreción juegan un papel importante en los canales submarinos. Estos fenómenos consisten en la erosión en el banco exterior y deposición en el banco interior como una barra de punta. Los canales submarinos pueden exhibir tanto migración lateral como vertical. Se cree que los paquetes de acreción lateral se forman como resultado de un proceso deposicional más que topográfico, sin embrago la migración lateral es algo raro en los sistemas de turbiditas. Por el contrario, la migración vertical se muestra en los sistemas de canales submarinos en forma de apilamiento de canales. A medida que los flujos en los canales disminuyen, los canales se llenan de sedimentos y cuando se reinicia el flujo, se produce un ligero desplazamiento lateral en el canal de flujo que provoca una incisión desplazada. Mayall sugiere que este movimiento vertical podría ser el resultado de cambios en la topografía del fondo marino debido a la tectónica diapírica o al movimiento de fallas o por “procesos deposicionales” indefinidos. Cualquiera que sea el proceso, este apilamiento juega un papel importante en los sistemas agradacionales y potencialmente es uno de los principales controles en la formación de complejos confinados en diques. En términos de sinuosidad, Mayall dice que esta migración vertical ocurre en los lados exteriores de las curvas reforzando cualquier curvatura preexistente. Los depósitos de desbordamiento en un canal turbidítico se desarrollan a ambos lados del canal cuando el material fino que circula en suspensión dentro de los flujos gravitacionales (corrientes turbidíticas) sobrepasa los diques que canalizan estos flujos o corrientes , tal como se puede ver en la siguiente figura:

Figura nº 47: desbordamiento en un meandro de un canal turbidítico.

Los depósitos de desbordamiento o crevasse splay que como hemos visto son el resultado de la rotura del levee por las fracciones mas densas de las corrientes de turbidez suelen producirse en la curva de los canales (como predicen los modelos experimentales) y como consecuencia se forma un deposito de sedimentos de grano grueso dentro de los depósitos de limos y lodos arcillosos característicos del levee medio y distal.

El canal constituye el eje del sistema canal-dique y esta flanqueado por diques naturales paralelos al mismo, diques que son el resultado de la acumulación proximal por desbordamiento de los materiales transportados por el canal. Los desbordamientos pueden verse favorecidos por la presencia de meandros en el canal. En la siguiente figura (JL Casamor,2007) se puede ver uno de estos sistemas canal-dique localizado en el margen continental del Levante de España (Castellón), concretamente de su curso superior con su canal encajado, sus meandros y sus diques.

Figura nº 48: Imagen generada a partir de prospecciones sísmicas de un canal turbiditico
con sus meandros y diques.

En la siguiente figura se puede de una forma mas completa el sistema al que pertenece el detalle de la figura anterior:

Figura nº 49: Sistema de canal turbiditico completo.

Los diques que limitan un canal turbidítico pueden ser asimétricos y su rotura puede dar lugar a la formación de nuevos canales y al abandono de los anteriores que poco a poco se iran colmatando con sedimentos.

Los levees que flanquean los canales son depósitos generalmente asimétricos, en forma de gaviota, con la concavidad hacia arriba y están constituidos por granulometrías finas (arena fina, limos y arcillas) estando la fracción mas gruesa de los mismos (arenas) concentrada cerca del canal.

Los canales de los sistemas canal-dique tienden a estrecharse y tener un menor encajamiento hacia los tramos distales con una mayor profundidad de agua. La mayoría desaparecen en la zona frontal del cuerpo sedimentario que contribuyen a edificar, como se puede apreciar en la siguiente figura tomada de Casamor (2.007):

Figura nº 50: Mapa del final de un canal turbiditico.

Los lóbulos deposicionales son grandes acumulaciones de cuerpos de material arenoso que se desarrollan a partir de los canales principales cuando el flujo es no confinado o en lugares con pendientes importantes. Los lóbulos presentan una forma tabular, predominantemente areniscosa, y pueden presentar canales distributarios con patrones trenzados y poco profundos. Una corriente turbidítica siempre buscara el camino más rápido o la pendiente mas fuerte para deslizarse, cuando se colmata un canal esta corriente buscara otros caminos, formando nuevos lóbulos.

El punto de cambio de un compeljo de canal-dique a un lóbulo frontal esta controlado por las características del flujo de turbidez: volumen, altura, velocidad y relación arena/arcilla. Los lóbulos se forman cuando decrece el confinamiento lo que puede suceder por varias causas: reduccion de la anchura del canal, de la profundidad del mismo, de la sinuosidad y/o de la altura del levee. Cuando cesa el confinamiento se produce una dispersion lateral de la los flujos turbidíticos, produciéndose una disminución de la velocidad y la sedimentación del material en los canales distributarios.

Modelo interpretativo que muestra la génesis de lechos MTD de arena graduada distal y limo caótico del lóbulo exterior más joven del abanico de Mississippi. La figura está modificada de Nelson et al. (1992).


Figura nº 51: Esquema del sistema turbidítico del Mississippi

Los “Aprons” son cuerpos sedimentarios no canalizados que son depositados en la desembocadura de los cañones submarinos.

Ondas de sedimento. aparecen como ondulaciones del lecho marino con longitudes de onda que varían entre los 10 metros y los 10 kilómetros. Suelen hallarse en los lugares en los que se producen entradas significativas de sedimentos, como los cañones submarinos. Parecen relacionadas con corrientes de fondo y corrientes de turbidez no canalizadas, pero también pueden formarse por reptación del sedimento superficial Las ondas de sedimentos formadas por uno u otro tipo de proceso presentan características distintivas, las cuales también dependen del tamaño de grano del sedimento.

Depósitos de Turbiditas

Son el producto de las corrientes turbidíticas y generalmente presentan gradación granodecreciente. Muestran texturas y estructuras sedimentarias típicas. En estos depósitos es común observar la Secuencia Bouma, así́ como los horizontes de la Secuencia Stow y Lowe. Las turbiditas se pueden separar por su granulometría y la densidad de granos versus matriz que transporta una corriente de turbidez.

Lowe (1982), separa los depósitos turbidíticos de la siguiente manera:

En las turbiditas de baja densidad predominan los tamaños de grano finos, arena fina a arcillas donde los granos se encuentran suspendidos de manera independiente y pueden fluir como flujos de granos en turbulencia. Conllevan carga en tracción al inicio del depósito y posteriormente sedimentación por tracción y suspensión.
Las turbiditas de alta densidad pueden contener diversos tamaños de grano desde arcillas hasta arenas gruesas, gránulos y gravas que pueden ser transportados en tracción hacia la base o suspensión dentro de un fluido mezclado con sedimento fino.

La sedimentación ocurre cuando un flujo o una corriente desacelera o los granos no pueden seguir en el proceso de transporte.

Mutti et al (1999) consideran turbiditas a todos los flujos gravitatorios turbulentos o no tanto si son newtonianos o no. El motor fundamental es la fuerza de la gravedad actuando el agua como lubricante, para la iniciación del movimiento es necesaria una pendiente deposicional (talud) que permite transformar la energía potencial en energía cinética. El inicio de la deposición de una turbidita es un debris flow cohesivo que se transforma en un flujo a base de la incorporación de agua. Un flujo turbidítico puede ser altamente eficiente permitiendo una selección granulométrica importante con amplias zonas de sedimentación, en cambio un flujo poco eficiente dará lugar a depósitos pobremente seleccionados. Mutti et al proponen un esquema de 9 facies (facies tract) considerando distintos tipos de flujos y sus depósitos.

SISTEMAS TURBIDÍTICOS.

Muestran gradación granodecreciente y estructuras sedimentarias típicas con ordenamiento en secuencias de Bouma y de Stow-Lowe. La sedimentación ocurre cuando un flujo o una corriente desacelera y los granos no pueden seguir el proceso de trasporte.

Lowe (1982) divide los depósitos turbidíticos en:

-Turbiditas de baja densidad: en ellas predominan los tamaños de grano finos (de arenas finas a arcillas) que fluyen en turbulencias. Al inicio del depósito hay carga de tracción y posteriormente tracción y suspensión.

-Turbiditas de alta densidad: se trata de sedimentos de tamaño de grano que oscilan entre las arenas gruesas y las gravas que son transportadas por tracción en la base y por tracción y suspensión posteriormente.

SISTEMAS TURBIDITICOS DE GRANO FINO.

Se caracterizan por una alta relación de areniscas/pelitas con abundante arena fina a muy fina con limos y arcillas son depósitos típicos de márgenes pasivos, pero pueden aparecer en cuencas de antepais, y pueden presentarse inerdigitados con depósitos de cuenca. En este tipo de turbiditas aparece la icnofacies Glossifungites con Thalassinoides y Rhizocorallium. En las zonas próximales abundan las icnofacies de aguas someras (Skolithos) con presencia de las galerías de crustáceos de la subfacies de Ophiomorpha rudis. En la parte frontal del abanico se desarrolla la icnofacies Nereites con formas como Paleodictyum, Desmograpton, Protopaleodictyum, Megagrapton, Helicolithus, Spirorhaphe, etc… En los depósitos de frontal splay, crevesse splay y levees aparecen estructuras de vivienda (Ophiomorpha y Palaeophycus), pistas de pastoreo sinuosas como Gordia, Helminthopsis, Nereites y Scolicia, pistas espirales como Spirophycus y sistemas ramosos como Chondrites.

SISTEMAS TURBIDITICOS DE GRANO GRUESO.

Estas turbiditas se caracterizan por una alta relación areniscas/pelitas con mucha arena de grano grueso a medio. Son turbiditas típicas de márgenes activos con plataformas costeras estrechas. La icnofacies mas abundante es la de Zoophycus (Phycosiphon, Chondrites, Planolites y Zoophycus).

Figura nº 52

TURBIDITAS CARBONATADAS.

Las turbiditas carbonatadas son sedimentos transportados y resedimentados por corrientes de turbidez que pueden deberse a terremotos, variaciones en el nivel del mar y fallas en el talud. Estos depósitos pueden ser carbonatados o siliciclásticos y presentar las mismas estructuras sedimentarias, aunque los sedimentos de las turbiditas carbonatadas están controlados por la fuente de la que proceden llegando a desplazarse grandes distancias disminuyendo el contenido en carbonatos en la parte final.

Los depósitos de turbiditas en el margen de plataforma-cuenca carbonatada comprenden desde capas irregulares de relleno de canales, cuñas en forma de abanico compuestas por láminas estratificadas que pueden ser delgadas o masivas e incluir detritos de arrecifes, oolitos, limo, lodo y bloques de caliza.

Las turbiditas carbonatadas pueden dividirse en proximales o distales, las primeras se caracterizan por contener la parte inferior de la secuencia de Bouma y presentar calizas wackestone masivas con matriz limoarcillosa. Presentan estratificación irregular y discontinua de relleno de canal y levees. La composición de los sedimentos y los tamaños de grano son muy variables pudiendo incluir fósiles de aguas someras y pelágicos. Las segundas se caracterizan por contener la parte superior de la secuencia de Bouma, presentando una estratificación regular, plana con intercalaciones de margas en una secuencia típica de sedimentación en abanicos submarinos distales y con una biota parecida a los sedimentos proximales, pero con un mayor contenido en fragmentos esqueletales pelágicos.

Figura nº 53: Turbiditas carbonatadas

Modelo Apron:

La deposición de los flujos de sedimentos gravitatorios a lo largo de los taludes de las plataformas carbonatadas no produce abanicos submarinos de una gorma generalizada. Más bien generan cuñas de depósitos carbonatados que se desarrollan paralelos a la línea de rotura de la plataforma y la pendiente adyacente. La principal diferencia entre los abanicos submarinos y las plataformas (aprons) de carbonato es una fuente puntual con sedimentación canalizada en los abanicos, frente a una fuente lineal con sedimentación de flujo laminar en las plataformas (aprons).

Pueden desarrollarse dos tipos de aprons de carbonato:

Rimmed platform slope apron: se desarrolla en pendientes relativamente suaves (<4 °) de margen de plataforma donde los aprons se forman inmediatamente adyacentes a la plataforma de aguas poco profundas y se denominan “plataformas de pendiente carbonatada” (“carbonate slope aprons”). El apron carbonatado en este modelo se extiende continuamente desde el fondo de la cuenca oceánica hasta el margen de la plataforma poco profunda, a lo largo de un suave gradiente.

Rimmed platform base-of-slope apron: un tipo que se desarrolla a lo largo de taludes de margen de plataforma relativamente empinados (4 a 15 °) donde las calizas redepositadas se acumulan en un entorno de base de talud, y se conocen como aprons carbonatados de base de pendiente (“carbonate base-of-slope aprons”). Este tipo de apron se forma desde la rotura de la pendiente de la plataforma continental con una pendiente pronunciada (> 4 °) donde el transporte de los sedimentos se canaliza a través de una serie de barrancos poco espaciados, que transportan el sedimento desde aguas poco profundas a través de una zona del talud donde de la pendiente superior a la media. A esta zona se la conoce como margen de derivación. El sedimento que emerge de estos barrancos crea una serie de pequeños depósitos en forma de abanico que se presentan intercalados y forman cinturones de facies paralelos al margen de la plataforma. En la parte superior del apron son comunes los escombros y debritas, especialmente si hay un acantilado empinado.

Ambos tipos de aprons se subdividen en cinturones de facies internos y externos. Los sedimentos de apron interior consisten en gruesos conglomerados y megabreccias con soporte de lodo (Facies F) así como gruesas turbiditas de grano grueso (Facies A) intercaladas con cantidades subordinadas de lodo de grano fino de peri-plataforma (Facies G). Los sedimentos de apron exterior consisten en niveles mas delgados de conglomerados granosoportados y turbiditas (Facies A), así como turbiditas clásicas (Facies C) con divisiones de Bouma reconocibles, intercaladas en proporciones aproximadamente iguales de lodos de peri-plataforma (Facies G).

Hacia el mar, los aprons cambian lateralmente a facies de delgadas turbiditas carbonatadas delgadas (Facies D) que están subordinadas a los depósitos de peri-plataforma (Facies G). Hacia la plataforma los aprons “carbonate base-of-slope” evolucionan hacia una facies de lodo de peri-plataforma de grano fino (Facies G) cortados por numerosos cañones pequeños que están llenos de escombros gruesos, así como superficies de truncamiento intraformacionales que son causados por deslizamientos submarinos.

En contraste, los slope-apron evolucionan hacia la próxima plataforma mediante facies de margen de plataforma de agua poco profundas sin una pendiente acusada.

Los dos modelos de aprons de carbonato descritos sirven de alternativas al modelo de abanico submarino para el análisis paleoambiental de las facies de carbonato transportadas en masa.

Open (unrimmed) platform apron: este tipo de deposito se desarrolla en áreas donde el margen de la plataforma y el talud se sitúa por debajo de la profundidad del limite para la formación de carbonato; en este caso, es probable que el sedimento sea de origen predominantemente pelágico. Son abundantes los depósitos de flujos de masa, incluidas turbiditas y las debritas que se originan en el margen de la plataforma. Este tipo de deposito es especialmente difícil de identificar en el registro de rocas porque es difícil distinguirlo de los “rimmed platform slope apron” de aguas poco profundas.

Submarine Fans of carbonate: se cree que estos depósitos de pendiente se construyen a partir de una fuente puntual, alimentados por un canal submarino importante. El abanico consiste en conglomerados de flujo de escombros y turbiditas gruesas. El sedimento se dispersa de manera radial.

En la siguiente figura (Coniglio and Dix, 1992) se puede ver un bloque diagrama con los modelos de facies para: a) carbonate slope apron, b) carbonate base-of-slope apron, c) carbonate deep open platform slope y d) abanico submarino carbonatado.

Figura nº 54

Así pues, un requisito necesario para la formación de una turbidita es la existencia de un talud en el que se pueda generar un flujo denso por una desestabilización gravitatoria producida por movimientos sísmicos, exceso de acumulación de sedimentos deltaicos en el margen de la plataforma especialmente durante las caídas eustáticas, etc…. Sin embargo, también hay un importante aporte de sedimentos desde el continente hacia el mar abierto mediante flujos hiperpícnicos como se ha podido comprobar en los sistemas turbiditicos asociados a las desembocaduras de los grandes ríos. Por ello se ha establecido una división de las turbiditas en dos grandes grupos: turbiditas intracuencales o clásicas cuyo origen se encuentra en el medio marino y turbiditas extracuencales cuyo origen se encuentra en el continente.

Figura nº 55: Bloque diagrama con la situacion de las turbiditas intracuencales (I) y extracuencales (E).

TURBIDITAS INTRACUENCALES:

Su origen en un medio marino o lacustre es debido a la desestabilización gravitatoria de un talud deposicional. Básicamente, las turbiditas intracuencales se originan en su mayoría por una inestabilidad gravitacional producida dentro de la cuenca, resultando inicialmente en un sediment failure que da lugar a un debris ﬂow cohesivo (Mutti 1992). Si este debris ﬂow cohesivo acelera e incorpora agua ambiente, puede modificarse a través de sucesivas transformaciones de ﬂujo y saltos hidráulicos, resultando finalmente en una turbidita diluida con la acumulación de secuencias granodecrecientes (tipo Bouma 1962). Las características y diversidad de facies del depósito ﬁnal dependerán en gran medida del volumen inicial y la pendiente del talud, la cual permite acelerar y transformar eficientemente el flujo original.

En la siguiente figura se puede ver el Detalle de la cabecera de una corriente de turbidez intrabasinal, que muestra la zona de mezcla con aguas ambientales, y el área de reincorporación de materiales arenosos al flujo turbulento principal (U1). Tenga en cuenta que los materiales de grano fino y más ligeros no se vuelven a incorporar dentro del flujo principal y permanecerán en suspensión, siendo segregados a la cola del flujo por la corriente de retorno (U2). De Zavala et al., 2012a, modificado de Simpson, 1987.

Figura nº 56: Procesos en la cabeza de una corriente de turbidez intracuencal.

En la siguiente figura se puede ver la comparación del perfil de velocidades entre las corrientes de turbidez intrabasinal (I) y extrabasinal (E). Adaptado de Zavala et al., 2012a.

TURBIDITAS EXTRACUENCALES:

Las turbiditas extracuencales permiten la transferencia directa de agua dulce, sedimentos y materia orgánica (mayormente restos vegetales) desde el continente hacia áreas de plataforma e interior de cuenca. El volumen de restos vegetales puede llegar a ser muy importante (hasta 50% COT, Saller et al. 2006), llegando a constituir verdaderas rocas madre para la generación de petroleó y gas. Dependiendo de la duración de la descarga fluvial, el tamaño de grano de la suspensión turbulenta y la presencia o no de carga de lecho asociada, los depósitos resultantes (hiperpicnitas) pueden constituir bancos arenosos y conglomeráticos espesos de desarrollo complejo o niveles gradados de limos y arcillas con restos vegetales y microfósiles intracuencales. El espesor y extensión de estos depósitos dependerá́ fundamentalmente de la duración de la descarga hyperpícnica y la topografía del fondo (C. Zavala et al.)

Perfil de facies para el análisis de depósitos de corrientes de turbidez extrabasinales con carga de lecho asociada. (A) Asociación de facies a lo largo del sistema depositacional. (B) Cambios de facies laterales hacia el margen de flujo. Modificado según Zavala et al., 2011.

Figura nº 57.

MODELOS DE SECUENCIAS TURBIDITICAS:

Varios son los autores que han estudiado las turbiditas y han establecidos modelos de secuencias de sedimentación para las mismas. A continuación, detallare las más utilizadas.

SECUENCIA DE BOUMA:

Bouma (1962) definió en los Alpes y Apeninos una secuencia sedimentaria con 5 divisiones: Ta, Tb, Tc, Td, y Te como partes de un solo evento que denomino turbidita. Es la realidad es muy raro encontrar una secuencia completa y lo normal es encontrar distintos tipos de combinaciones. En la siguiente figura se puede ver una secuencia turbidítica de Bouma completa y como se distribuye espacialmente cada termino de la misma:

Figura nº 58: Secuencia de Bouma en vertical y horizontal

En la base de la secuencia, generalmente erosiva, se pueden observar estructuras de flujo con una variedad de formas como el resultado de la interacción de remolinos turbulentos y el fondo fangoso cohesivo (Sander, 1965). En la interpretación de la secuencia de Bouma la división Ta es la más controvertida, estaría formada por arenas granoclasificadas o masiva, si es gradada la mayoría de los autores la interpretan como producto de la rápida deposición por el colapso de la suspensión en una corriente de turbidez, a ser la gradación normal bien desarrollada posiblemente es indicadora de depósitos en suspensión de flujos dominados por turbulencia (Mulder & Alexander, 2001).

Cuando se trata de capas de areniscas masivas se denominan “Sandy debris flows”.

En la siguiente figura se puede ver un perfil de la disposición que adoptan los distintos horizontes de la secuencia de Bouma en función de su situación en la parte proximal o distal del abanico turbidítico.

Figura nº 59: Perfil con la distribución vertical de los términos de la secuencia de Bouma

La división Tb formada por arenas finas y limos con laminaciones paralelas u onduladas, esta laminación es debida a tasas bajas de caída de sedimentos producto de la tracción en capa plana de alto régimen de flujo.

La división Tc está constituida por limos finos y arcillas con laminación ondulítica o entrecruzada se debe a la desaceleración de la corriente y la formación de formas de lecho tractivas en bajo régimen de flujo.

La división Td refleja principalmente la sedimentación directa de la suspensión, pero también algo de tracción, generando la laminación paralela y selección textural típica de esta división.

Finalmente, la división Te representa la sedimentación por suspensión pelágica clásica por decantación con el flujo parado.

SECUENCIA DE STOW-SHANMUGAM.

Estos autores propusieron (1980) una secuencia más detallada para los horizontes Tc, Td y Te de la secuencia de Bouma. La secuencia Stow-Shanmugam consta de 8 horizontes que son:

To= arena muy fina con laminación lenticular hacia la base.

T1= horizonte con laminación convoluta.

T2= horizonte con laminación ondulada o lenticular.

T3= horizonte con laminación fina, regular.

T4= predominan las arenas muy finas sin una estructura definida.

T5= arenas muy finas con laminaciones onduladas y convolutas.

T6= arcillas gradadas con lentes de limos.

T7= arcillas sin gradación.

T8= arcillas sin laminaciones de finos con microbioturbaciones y con pseudonódulos de limos.

Como en el caso de la secuencia de Bouma es raro encontrar una secuencia de Stow-Shanmugam completa. En la siguiente figura una secuencia de Stow-Shanmugam para corrientes turbidíticos de grano fino.

SECUENCIA DE LOWE.

Lowe (1982) establece un modelo de facies para flujos de densidad concentrados en el cual la deposición se divide en tres etapas:

I) etapa de sedimentación por tracción.

II) etapa de carpeta de tracción

III) etapa de suspensión-sedimentación.

En la siguiente figura se puede ver una secuencia de Lowe (Lowe 1982) de depósitos turbidíticos de alta densidad:

Esta secuencia refleja incrementos en flujos inestables y el colapso de la nube de sedimentos en suspensión. Los cambios en la secuencia reflejan la evolución del flujo a lo largo de su recorrido pendiente abajo.

Lowe propone la subdivisión en 6 partes del horizonte Ta de la secuencia de Bouma.

El horizonte S1 muestra estructuras de tracción, generalmente laminación plana y estratificación entrecruzada reflejando capas plana y formas de lecho tipo unas.

El horizonte S2 contiene capas horizontales finas comúnmente con gradación inversa (granocreciente) y laminación friccional basal, interpretadas como depósitos de carpetas de tracción.

El horizonte superior S3 depositada por sedimentación desde la suspensión, posiblemente sin estructuras o con gradación normal y estructuras de escape de agua (estructuras de plato, tubo y flama).

Los horizontes S_1-2tienden a evolucionar a flujos turbidíticos de baja densidad.

En ambientes proximales posiblemente se generan las divisiones R₁, R₂y R₃,la primera de granulometría gruesa con estructuras de tracción, la segunda formada por gravas con gradación granocreciente (ciclo tractivo) y la tercera compuesta por horizontes de gravas con gradación granodecreciente.

En la siguiente figura se puede ver una figura que compara los tres modelos de secuencias anteriormente descritas (Bouma, Lowe y Stow):

Figura nº 62: Comparación de los tres modelos de secuencias turbidíticas.

ESTRUCTURAS DE LAS TURBIDITAS:

LAMINACION CONVOLUTE:

Una laminación convoluta (convolute) es una estructura sedimentaria formada por una sucesión de laminas contorsionadas y replegadas, producidas dentro de un estrato generalmente integrado por arenas finas o limos (Kuenen, 1953). Estas estructuras son más fáciles de reconocer en sección que en planta, y a menudo aparecen asociadas a otras estructuras de escape de fluidos. Internamente muestran geometrías complejas integradas por laminas que presentan pliegues de formas diversas y planos axiales perpendiculares u oblicuos a la estratificación. La deformación crece hacia la parte superior y el tope de la estructura puede estar truncado por erosión. Su génesis es debida a procesos de deslizamiento de sedimentos de naturaleza plástica y a la deformación por carga, procesos asociados a una licuefacción parcial del material. La laminación convoluta es muy frecuente en depósitos turbidíticos, pero también ha sido reconocida en sedimentos de llanuras mareales, deltaicas y fluviales. También son frecuentes las estructuras de laminación convoluta producidas por la deformación ocasionada por carga producida en el sedimento por las pisadas de grandes vertebrados, especialmente dinosaurios.

ESTRUCTURAS DE CARGA Y ALMOHADILLAS.

Los calcos de carga son protuberancias irregulares que sobresalen de la base de un estrato generalmente arenoso (Allen, 1982). El tamaño de las estructuras oscila entre pocos milímetros y varios centímetros, y pueden aparecer de manera aislada o agrupados. Se trata de estructuras que permiten determinar polaridad. Según Collinson y Thompson el mecanismo básico de formación es la gravedad actuando sobre la diferencia de densidad que existe entre las capas. El fenómeno se origina porque la porosidad de los fangos es generalmente más elevada que la de las areniscas, aunque se depositen mas rápidamente. Por lo tanto, si una capa de arena se deposita rápidamente sobre una capa de fango, la arena mas densa se hundirá́ dentro del fango por la carga que se origina. Si la viscosidad entre los estratos es similar, las deformaciones son simétricas, si por el contrario hay mucha diferencia de viscosidad, los materiales pelíticos se deforman a modo de crestas agudas que se elevan como llamas (flame), y penetran en el nivel arenoso.

La génesis de las estructuras en almohadilla es semejante a la de las estructuras de carga; la diferencia radica en que en las estructuras de almohadilla hay ruptura de los estratos, llegando a formarse en algunos casos pseudonódulos. Estas estructuras fueron descriptas por primera vez por Smith (1916), y se caracterizan por presentar formas variables, aunque generalmente son planas o cóncavas hacia el techo y convexas hacia la parte inferior, con diámetros que oscilan entre algunos centímetros a una decena de metros. Frecuentemente se desarrollan en lutitas, en las que las almohadillas son de areniscas que quedan, parcial o totalmente rodeadas, por el estrato infrayacente. Al igual que las estructuras de cagar de carga, las estructuras en almohadilla sirven como criterios de polaridad.

FLUTE MARKS.

Con este término anglosajón se designan las marcas acanaladas en forma de depresiones discontinuas provocadas por la aceleración y separación de flujo que una corriente experimenta cuando circula por pequeñas depresiones (Collinson y Thompson, 1989). Las marcas de acanaladura pueden ser simétricas cuando se las observa en un corte perpendicular al flujo, o asimétricas en el caso de corresponder a una sección longitudinal al flujo. Pueden medir hasta 50 cm de largo y tener una profundidad de hasta 25 cm. En planta el extremo proximal es redondeado y de contornos netos, mientras que en la zona distal se va atenuando el relieve hasta desaparecer. Generalmente lo que se preserva es el molde o calco de la acanaladura (flute cast) a la base de la capa suprayacente, el cual es generalmente arenoso. Estas estructuras sirven como criterio de polaridad (techo y base de un estrato), e indican dirección y sentido (si el perfil longitudinal es asimétrico).

TOOL MARKS.

Las marcas de estrías son surcos de forma alargada, frecuentemente semicilíndricos y estriados en dirección longitudinal. Son las impresiones formadas por objetos transportados en el flujo (marcas de herramientas) sobre el techo de un estrato pelítico no consolidado o de areniscas finas a muy finas. Los objetos que producen estas estructuras (e.g. clastos, fósiles, etc.) pueden o no quedar hundidos al final del surco (groove), y generar marcas de obstáculos. Estas estructuras erosivas sirven como criterio de polaridad y de dirección y sentido de la paleocorriente. Es más frecuente encontrar el calco de la estructura en la base del estrato suprayacente que la marca en el techo del infrayacente.

DESCRIPCION DEL FLYSCH DE ANTROMERO.

El contacto entre la anteriormente descrita Caliza de Montaña (Formaciones Barcaliente y Valdeteja) y las turbiditas del Flysch de Antromero es una superficie neta en la que no se aprecia ninguna discontinuidad, salvo la litológica. El techo de la caliza de montaña esta constituido por calizas de color gris claro masivas o bien estratificadas sin contenido fosilífero aparente.

Figura nº 63: Contacto entre las calizas de la Formacion Valdeteja (techo de la Caliza de Montaña) con las lutitas negras del Flysch de Antromero (Arroyo de Pielgo).

En la siguiente fotografía de puede apreciar el contraste litológico entre las calizas mas duras y claras (a la derecha) y las lutitas negras (a la izquierda):

Figura nº 64: Vista hacia el mar del contacto entre las Calizas de la Formacion Valdeteja y las lutitas negras de la Formacion Ollero.

En la siguiente fotografía se puede ver un detalle de este contacto en la que se puede apreciar como un estrato decimétrico de caliza esta en contacto neto y plano con lutitas negras.

Figura nº 65: Detalle del contacto de las calizas de la F. Valdeteja con las lutitas de la F. Olleros.

A partir de este marcado contacto se desarrolla la Serie Flysch de Antromero (Formación Olleros) que como hemos visto anteriormente ha sido dividida en 4 paquetes (Virgili & Corrales). Mis observaciones sobre el afloramiento me hacen pensar que se trata de una serie mas compleja y que puede ser dividida en, al menos, 8 tramos fácilmente difenciables litológicamente y limitados por niveles singulares.

Un recorrido por la serie permite ver la siguiente secuencia litológica:

MURO: Calizas claras.

-25 metros: este tramo, situado directamente encima de las calizas, aflora bastante mal pues su parte superior esta tapada por un cordón de gravas correspondiente a depósitos cuaternarios de Arroyo de Pielgo y la parte de la rasa el tramo esta muy tapada por un amplio desarrollo de algas favorecido por el continuo aporte de agua dulce desde el mencionado arroyo. Sin embargo, en marea baja se puede observar que el tramo esta compuesto principalmente de lutitas calcáreas negras finamente estratificadas con intercalaciones decimétricas (10-20 cmts) de calizas oscuras bioclásticas de grano grueso, principalmente crinoideos, con laminaciones paralelas y acuñamientos laterales. También aparecen algunos niveles de poco espesor (decimétricos) de brechas calcáreas, mas abundantes hacia el techo del tramo, y también de calizas margosas grises oscuras en estratos delgados que pueden amalgamarse en niveles de mayor grosor.

Figura nº 66: Parte basal de la Serie Flysch de Antromero se encuentra muy tapada y colonizada
pot algas. Solo parcialmente visible en marea baja.

Su limite inferior es una superficie neta y plana sobre las calizas y el superior una superficie canalizada que marca la aparición del primer estrato grueso de brechas calcáreas. En la base de la Formación Olleros se describen brechas intraformacionales que podrían correlacionarse con este nivel.

-4,5 metros: Tal como se puede ver en la siguiente fotografía sobre las lutitas negras con estratos delgados de calizas encriníticas y brechas calcáreas del tramo anterior, se sitúa mediante una superficie erosiva canalizada, un conjunto de algunos metros de grosor de brechas calcáreas en estratos gruesos.

Figura nº 67: Base erosiva canalizada de un lentejón de brechas calcáreas.

Este conjunto es un nivel singular que destaca en el paisaje tal como se puede ver en la siguiente fotografía y esta formado por brechas calcáreas compuestas por clastos de calizas grises claras fosilíferas de angulosas a subangulosas y subredondeadas, muy mal clasificados por tamaños, en una matriz calcárea y arcillosa de color gris oscuro.

Figura nº 68: Vista completa del Tramo 2 compuesto por conglomerados (brechas) calcáreas en
bancos lenticulares gruesos. Tal como se puede ver el tramo destaca entre las lutitas negras de
muro y techo de los que se diferencia claramente.

Las brechas se presentan en estratos gruesos (+- 1 m.) con geometría lenticular y bases canalizadas. Algunos estratos presentan granoclasificación decreciente o positiva y a techo pueden desarrollar un nivel delgado (10- 20 cmts) de calizas bioclásticas muy recristalizadas. Entre los bancos de brechas aparecen lutitas negras con algunos deslizamientos y colapsobrechas. Los cantos y clastos son de calizas de color gris claro con abundantes fósiles. Procederían de la adyacente plataforma carbonatada que estaría situada hacia el Este y en la que se estaría depositando la Formación Valdeteja.

Figura nº 69: Casto (canto) de calizas grises claras bioclásticas procedente de la Formación
Valdeteja y posiblemente arrancado del talud continental.

El paso de este nivel de brechas al nivel superior se realiza mediante una superficie neta y plana a partir de la cual la serie presenta como una alternancia de lutitas negras con calizas y areniscas finamente estratificadas. Muy puntualmente el contacto puede presentar distorsiones ocasionadas por relieves positivos de las brechas del tramo anterior.

- 30 metros: Como ya he indicado este tramo se dispone sobre el anterior por medio de una superficie neta y plana que marca un fuerte contraste litológico. Este tramo esta compuesto por un conjunto bastante monótono de lutitas carbonatadas negras con intercalaciones de estratos delgados (0,5 – 0,15 m.) de calizas grises con laminaciones de ripples. Aparecen algunos delgados estratos de areniscas que se van haciendo mas numerosos hacia arriba.

Figura nº 70: Aspecto eminentemente lutítico del tramo situado por encima de las
brechas calcáreas.

-5 metros: Este tramo se diferencia del anterior por la presencia intercaladas en las lutitas negras de varios niveles de colapsobrechas. El tramo mide 5 metros y resalta en la Serie de Antromero. El paso del anterior viene marcado por un nivel de 20 centímetros de microbrechas calcáreas con abundantes crinoideos (artejos) y base plana y que a techo presenta un delgado nivel seudonoduloso de calizas negras. En este tramo se diferencian 2 niveles de 0,30 y 0,60 metros de colapsobrechas de clastos calcáreos angulosos y mal clasificados por tamaños con matriz lutitica con algunos fragmentos de pequeños slumps con sendos niveles de calizas seudonodulosas a techo.

Figura nº 71: Colapsobrechas de castos calcáreos (calizas grises) con matriz lutitítica.

-58 metros: conjunto de lutitas negras con intercalaciones de calizas y areniscas. Las intercalaciones suelen agruparse por litologías, así aparecen niveles en los que las intercalaciones calcáreas predominan sobre las areniscosas y viceversa. Es un tramo muy complejo en el que se pueden encontrar varios tipos litológicos que se describirán a continuación:

Figura nº 72: Vista general del flysch incluyendo la rasa y el acantilado.

Lutitas negras: se trata del termino litológico mas abundante en la serie de Antromero, son lutitas negras de aspecto pizarroso, que pueden ser algo detríticas (limos, arenas finas) o mas o menos carbonatadas y pueden presentarse en niveles mas o menos gruesos o bien como intercalaciones entre otras litologías.

Figura nº 73: nivel métrico de lutitas negras la litología dominante en el flysch.

Calizas negras: otro termino litológico muy frecuente en la Serie de Antromero, se trata de calizas negras, muy duras, que pueden presentarse en estratos finos (5-15 cmts) de aspecto tabular con intercalaciones de lutitas grises y algunas capas mas detríticas (limolitas y areniscas de grano fino).

Figura nº 74: Tramo de alternancia de calizas negras con lutitas del mismo color.

Las calizas son bioclásticas de grano grueso con grandes bioclastos blancos formados por artejos de crinoideos y posiblemente pequeños corales lo que indicaría su procedencia de la plataforma continental adyacente

Figura nº 75: Caliza negra de grano gruesos, muy bioclástica con fragmentos de corales y
artejos de crinoideos.

Areniscas: son la tercera litología dominante en la Serie de Antromero. Generalmente se trata de areniscas amarillentas o grisáceas, de grano fino, aunque también pueden aparecer areniscas de grano grueso. Las areniscas se presentan en estratos tabulares de poco espesor (5 – 20 cmts), con los planos de estratificación lisos u ondulados.

Figura nº 76: Alternancia de lutitas negras y areniacas amarillentas.

Suelen aparecer intercalados o insterestratificados con lutitas negras y pueden presentarse amalgamados en estratos mas potentes (20-50 centímetros) con gran cantidad de estructuras tipo climbing ripples.

Aunque menos abundantes también aparecen capas de areniscas de grano grueso que presenta muros erosivos ondulados y techos planos.

Figura nº 77: Estrato de areniscas gruesas de base ondulada techo plano.

Calizas (microblechas) encriniticas: se trata de niveles mas o menos gruesos (10 – 50 centímetros) de calizas de color rosado y grano muy grueso formados casi exclusivamente por artejos de crinoideos con algo de cemento calcáreo. Al igual que en el caso de los niveles de brechas y colapsobrechas estos niveles encriniticos presentan a techo un delgado nivel de calizas grises de aspecto ondulado.

Figura nº 78: Capa de calizas microconglomeráticas encriníticas entre lutitas negras.

Estos niveles aparecen con cierta frecuencia en toda la serie flysch, aunque tienden a desaparecer hacia el techo de la serie y presentan una gran continuidad pudiendo cambiar lateralmente a areniscas o desaparecer.

Radiolaritas: aparecen en delgados niveles de color rojizo muy delgados que generalmente se asocian a estratos de areniscas de grano grueso.

Figura nº 79: Areniscas de grano grueso con delgada intercalación de radiolaritas rojas.

-60 metros: la parte mas alta de la Serie Flysch de Antromero es la que peor aflora por estar cubierta por las arenas de la playa. En el acantilado se puede observar que esta formada por una alternancia de lutitas negras y areniscas de grano fino a muy fino amarillentas y en estratos muy delgados.

Figura nº 80: Lutitas negras, algo detríticas, con niveles delgados de areniscas de grano fino.

En este tramo son abundantes los niveles con pirita alterada normalmente asociados a las areniscas bien en los muros o dentro de los estratos. Esta pirita estaría asociada a la presencia de acumulaciones de materia orgánica posiblemente en forma de restos vegetales.

Hacia la parte superior de la Serie Flysch esta se presenta muy alterada y el afloramiento esta bastante tapado por los desprendimientos de las arenas cretácicas que finalmente cubren discordantemente la Serie Flysch.

En la siguiente figura se puede ver una ortofoto de la Playa de Antromero con la serie flysch expuesta en marea baja. En ella he marcado los tramos descritos anteriormente:

Figura nº 81: Ortofoto de la Playa de San Pedro de Antromero en la que se diferencian los
distintos tramos descritos anteriormente.

ESTRUCTURAS SEDIMENTARIAS:

En la Serie Flysch de Antromero son muy abundantes las estructuras sedimentarias asociadas a los ambientes turbidíticos. A continuación, describiré algunas:

Fallas sinsedimentarias: uno de los mecanismos mas comunes de transporte de masas relativamente grandes de sedimentos en los taludes continentales y depositos de abanicos turbdíticos son las fallas sinsedimentarías listricas. En el acantilado de la Playa de San Pedro de Antromero se puede observar una de estas fallas que produce el deslizamiento de un tramo de turbiditas carbonatadas sobre unas turbiditas detrítico-clásticas, tal como se puede observar en la siguiente fotografía:

Figura nº 82: Falla sinsedimentaria que afecta al Flysch de Antromero. En nivel de alternancia de calizas y lutitas desliza sobre un nivel de lutitas y areniscas.

El deslizamiento se realiza a favor de una superficie de fractura que finalmente desaparece a favor de la estratificación, tal como se ve en la siguiente fotografía:

Figura nº 83: Detalle de la terminación del falla sinsedimentaria que queda absorbida por la
estratificación (falla listrica)

Slumps: en geología, un slump se puede definir como una masa de sedimentos poco consolidados que se han movido por una pendiente submarina, lentamente o a velocidades moderadas y sufriendo, a la vez, un deslizamiento rotacional a favor de una superficie de rotura plana o cóncava. Suelen ser movimientos de corto recorrido.

En Antromero los slumps son de pequeño tamaño y suelen presentarse dentro de niveles de colapsobrechas, aunque también se pueden ver algunos individualizados, como el ejemplar de la fotografía de la izquierda que se ha desarrollado en un estrato de limolitas arcillosas

Ripples de corriente: se trata de una estructura muy típica en ambientes turbidíticos se pueden presentar como ripples individuales, trenes de ripples que originan sets de laminaciones cruzadas y también como climbing ripples en estratos de mayor grosor.

Figura nº 85: Ripple con su laminación en una capa de arernisca.

Las ondulitas escalantes o climbing ripples en la literatura anglosajona, se producen cuando hay un transporte y una deposición de material por corrientes que presentan un componente horizontal y a la vez una vertical. Como resultado se producen estas estructuras que requieren que la corriente lleve una gran cantidad de sedimentos y de la desaceleración de los flujos que transportan los sedimentos y que suelen estar asociados a crecidas de ríos o a corrientes de turbidez.

La laminación cruzada ondulada trepadora o climbing-ripple cross lamination, es una estructura sedimentaria importante y significativa que es el resultado de la acción de corrientes unidireccionales. La importancia de la estructura radica en su amplia distribución y su frecuente presencia en sedimentos tan diversos como los fluviales y los depósitos de corrientes de turbidez. Su importancia es que, de todas las estructuras sedimentarias, es la única que proporciona información sobre las tasas a corto plazo de deposición de sedimentos. Por lo tanto, el estudio de estas estructuras puede llevar a una comprensión más profunda de las características de los eventos pasados de naturaleza intrínsecamente breve y catastrófica (inundaciones fluviales y corrientes de turbidez).

Figura nº 86: Climbing ripples en un estrato grueso de areniscas.

La abundancia de estructuras de este tipo en Antromero permite la visualización de algunas de estas laminaciones cruzadas en 3 D:

Figura nº 87: Laminación cruzada en una capa de areniscas

Laminaciones convoluta: también conocida como laminación contorsionada o “convolute laminación” en la terminología anglosajona, es una estructura sedimentaria de deformación originada en un nivel arenoso de grano fino a muy fino, inmediatamente después de su depósito y causada por el escape de las aguas intersticiales que saturaban los poros del sedimento inicial. Se caracteriza por una geometría muy compleja de láminas onduladas e intensamente replegadas, con un grado de deformación que aumenta hacia el techo del estrato.

Figura nº 88: Laminación convoque a techo de una capa de arenisca.

En caso extremos la deformación en el techo del estrato es tan intensa que llegan a formarse seudonódulos, tal como ocurre en el ejemplo de la fotografía siguiente:

Figura nº 89: Convolutes evolucionando a seudonódulos en una capa de
areniscas calcáreas que presenta tambien laminaciones de ripples y paralelas.

Es una estructura sedimentaria muy típica de los ambientes turbidíticos, aunque puede aparecer en otros tipos de ambientes (fluviales, deltaicos, ….).

Secuencias turbidíticas: como se ha visto en un apartado anterior los depósitos de turbiditas se depositan formado secuencias con distintas granulometrías y estructuras sedimentarias (Bouma, Stow, Lowe,…). En Antromero se pueden encontrar estas secuencias que según su disposición son indicativas de su deposito. Así, aunque en poca cantidad, se pueden encontrar secuencias de Bouma completas como la que se puede ver en la figura siguiente.

Figura nº 90: Secuencia de Bouma completa.

Pero las mas abundantes son las secuencias en que faltan algunos de sus términos basales, como la que se puede ver en la siguiente figura:

Figura nº 90: Secuencia de Bouma incompleta faltando los términos
inferiores (Ta y Tb)

Marcas de arrastre: Las tool marks (literalmente marcas de herramientas) se producen por la excavación del fondo arcilloso por parte de objetos que son arrastrados por las corrientes o se deslizan por gravedad pendiente aabajo. Se ven como como formas positivas que sobresalen en los muros de las capas de areniscas que se han depositado sobre sedimentos mas finos o arcillosos en los que low objetos han producido las excavaciones. Se dividen en marcas continuas o groove marks y marcas discontinuas producidas por impactos que pueden ser prod marks, skip marks y bounce marks según su forma.

Figura nº 91: marca producida en un lecho blando por el arrastre de un objeto.

En Antromero son muy visibles en los muros de los estratos areniscosos presentándose como Groove marks algunos de ellos ocasionados por el arrastres de objetos de gran tamaño (grandes clastos, bloques rocosos,…)

Figura nº 92: Marca de arrastre dejada por el deslizamiento de un gran objeto.

CONTENIDO FOSILIFERO:

En las turbiditas y debido a su medio de deposito de gran profundidad (+3.000 metros) y por lo tanto con unas condiciones muy adversas para la vida, es muy difícil encontrar restos de fauna fósil. En Antromero no es diferente y solo se ha mencionado el encuentro de dos especímenes de cefalópodos goniatitidos. Sin embargo, si que se encuentran abundantes restos de organismos procedentes de las plataformas marinas adyacentes al talud continental y transportados por las corrientes de turbidez. Entre todos destacan por su abundancia los crinoideos cuyos artejos se acumulan en capas de medio metro de grosor tras ser arrastrados desde las praderas de la plataforma marina donde viven posiblemente por la acción de tormentas. Además de crinoideos se pueden ver otros organismos de exoesqueleto calcáreo duro, como los corales, que aparecen en forma de grandes bioclastos dentro de capas de calizas bioclásticas.

La flora aparece como restos flotados en los planos de estratificación de algunos niveles de delgadas estamos de calizas limoarenosas alternando con lutitas:

Figura nº 93: Restos de vegetales fletados y carbonizados en un plano de estratificación.

Aunque son difíciles de ver porque se encuentran alterados también pueden aparecer algunos restos de cortezas vegetales piritizadas como la que se puede ver en la siguiente fotografía:

Figura nº 94: Corteza vegetal piritizada.

PALEOICNOLOGIA:

Pese a la ausencia de fósiles lo que si que se encuentra en gran cantidad son las huellas de actividad biológica (icnofósiles) sobre todo concentradas en los planos de estratificación inferiores de estratos de calizas y areniscas. La paleoicnologia es la ciencia que estudia las estructuras etológicas fósiles que se dividen según el tipo de actividad etológica que las produjo:

Figura nº 95 : Trazas en los muro de una capa de areniscas de una secuencia trubidítica.

CLASIFICACION DE LAS TRAZAS FOSILES.

Para clasificar las trazas fósiles se utiliza una clasificación linneana que implica el uso de un sistema binomial similar al empleado para los fósiles de organismos y las especies vivas. Los Ichnotaxones incluyen ichnogeneros y estos icnoespecies, que se utilizan simplemente para definir diferencias morfológicas. En muchos casos es difícil probar una relación directa entre el organismo productor de trazas y la traza generada.

ETOLOGIA.

La clasificación etológica (conductual) de las trazas fósiles es un mecanismo para distinguir grupos de rastros sobre la base del comportamiento de un grupo de organismos. Adof Seilacher estableció los principales tipos (ver figura) a los que se fueron añadiendo otros:

Rastros de reposo o cubichnia (12) que son las impresiones dejadas por organismos activos mientras descansan o se esconden de sus presas. E ejemplos: Rusophycus, Asteriacites y Lockeia).

Huellas de locomoción o repichnia (1) que son pistas y senderos creados por un organismo al moverse de un punto a otro a través de la superficie del sedimento. Ejemplo: Cruzoana, Diplichnites, …)

Rastros de vivienda o domichnia (7) que corresponden a estructuras de vivienda tridimensionales creadas mediante excavación por organismos suspensívoros, depositívoros y predadores. Ejemplo: Skolitos.

Rastros de pastoreo o pascichnia (3) corresponden a rastros de alimentación horizontales en la superficie del sustrato, combinados con actividad de locomoción. Ejemplo: Gordia, Scolicia).

Rastros de alimentación o fodinichnia (6) que presentan forma de redes tridimensionales caracterizadas por las funciones combinadas de alimentación y vivienda. Ejemplo: Asterosoma y Rosselia).

Trampas y rastros de jardinería o agrichnia (4) son estructuras ramificadas regulares y con patrones que se utilizan como trampas para alimentación o como sistemas de cultivo de bacterias para la alimentación. Ejemplo; Paleodyctyion.

Rastros de escape o fugichnia (9) con estructuras construidas por un animal huye al nuevo fondo marino.

Los rastros de depredación o praedichnia son comunes en sustratos duros, como perforaciones redondas en las conchas y otros daños realizados por depredadores. Ejemplo: Oichnus.

Las trazas de equilibrio o equilibricnia se caracterizan por madrigueras que deben ajustarse constantemente dentro del sustrato debido a los procesos de agradación y degradación. Ejemplo: Diplocraterion.

Edificios construidos sobre el sustrato o aedificichnia: son estructuras construidas con sedimentos, más o menos cementados.

Estructuras con fines de reproducción (calichnia) son estructuras construidas para criar larvas y juveniles.

Estructuras de muerte o mortichnia con aquellas estructuras que reflejan los últimos movimientos de los organismos antes de morir. Ejemplo; Telsonichnus.

Estructuras de nidificación o Calichnia: nidos construidos con materiales del sustrato. Ejemplos: Coprinisphaera y Celliforma.

Estructuras de pupación de insectos o pupichnia: incluyen trazas producidas por insectos para su protección durante los periodos de pupación. Ejemplos: Fictovichnus y Rebuffoichnus.

En la siguiente imagen la clasificación como Sistema Seilacheriano (Adof Seilacher):

Figura 96: Clasificación de las trazas fósiles

Una icnofacies puede definirse como una asociación de trazas fósiles que es recurrente en el tiempo y en el espacio y refleja de forma directa las condiciones ambientales como la batimetría, la salinidad y las características del sustrato. En la siguiente figura se puede ver la batimetría a la que se encuentran los distintos tipos de icnofacies:

Figura nº 97: Distribución de las icnofacies segun la profundidad del mar.

La icnofacies de Nereites se reconoce por la presencia de trazas de pastoreo (pascichnia) de formas serpenteantes como Nereites, Neonereites y Helminthoida junto a trazas de pastoreo (pascichnia) de formas espirales como Spirorhaphe y otras trazas del tipo cultivo o jardinería (agriqunia) como Paleodictyon y Spirodesmos. El concepto de agrichnia cuyo el ejemplo más comúnmente citado, Paleodictyon, que se ha interpretado como el molde de un organismo de tipo colonial de cuerpo blando esta siendo cuestionado. En la icnofacies Nereites las madrigueras verticales están casi completamente ausentes. Esta icnofacies es indicativa de ambientes de aguas profundas e incluye fondos oceánicos y cuencas marinas profundas. Los rastros de fósiles se encuentran en los lodos depositados en los fondos marinos desde una suspensión y en las lutitas y limolitas de las turbiditas distales.

La icnofacies de Zoophycos: se caracteriza por la presencia de rastros de alimentación o fodinichnia complejos, como son los Zoophycos, y puede contener otras trazas como Thalassinoides en asociaciones con estos. La icnofacies se presenta en una variedad de profundidades de agua entre la zona abisal y la plataforma continental poco profunda y puede estar condicionada por niveles bajos de oxígeno. Esta icnofacies puede aparecer en condiciones normales de sedimentación profunda al contrario la icnofacies de Nereites que puede estar asociada a sedimentaciones rápidas del tipo turbidítico.

La icnofacies Cruziana muestra una rica diversidad de rastros de fósiles, con trazas de locomoción o repichnia horizontales (Cruziana, Aulichnites), trazas de reposo tipo cubichnia (Rusophycus, Asteriacites, Lockeia) así como madrigueras verticales. Esta icnofacies representa situaciones de la plataforma continental media y distal que pueden estar por debajo de la base de onda normal, pero pueden verse muy afectadas por la actividad de las tormentas.

La icnofacies de Skolithos se reconoce por la presencia de una baja diversidad, pero una gran abundancia de madrigueras verticales como Skolithos, Diplocraterion y Arenicolites similares a trazas de vivienda o domichnia o como Ophiomorpha que se asimila mas a fodinichnia y fugichnia. Todos estos tipos de trazas suelen indicar situaciones intermareales en las que el sedimento se elimina y se deposita esporádicamente y donde los organismos deben poder responder rápidamente en condiciones estresantes. Al principio, se consideró que la icnofacies de Skolithos ocurría solo en la zona intermareal, pero también es típica de otros entornos cambiantes como la parte superior de las capas de los bajios de tormenta y los tramos superiores de los sistemas de abanicos submarinos en aguas más profundas.

La icnofacies Psilonichnus es un conjunto de trazas de baja diversidad que consta de pequeñas madrigueras verticales con cámaras basales de vivienda como la traza Macanopsis, de madrigueras estrechas en forma de J y en forma de Y inclinadas como Psilonichnus (una madriguera de cangrejo fantasma), rastros de raíces y a veces huellas de vertebrados. Es típico de litoral, zonas dunares y llanos supratidales de la costa.

La icnofacies de Scoyenia se caracteriza por un conjunto de trazas de fósiles de baja diversidad, principalmente fodinichnia horizontal simple (Scoyenia, Taenidium), con domichnia vertical ocasional (Skolithos) y repichnia producida por insectos o camarones de agua dulce (Cruziana) conservados en sedimentos fluviales y lacustres, a menudo en los limos y arenas de secuencias de capas rojas. Los sedimentos sub aéreos asociados, como las arenas eólicas y los paleosuelos, que representan icnofacies sin nombre, pueden contener domichnia y repichnia de insectos y huellas de dinosaurios y otros tetrápodos.

La icnofacies de Glossifungites se caracteriza por presentar trazas del tipo domichnia como Glossifungites y Thalassinoides y a veces, estructuras de penetración de raíces de plantas, siendo rara la presencia de otros tipos de rastros. La icnofacies se desarrolla en sedimentos consolidados, pero no litificados, y pueden aparecer en lodos y limos compactados en zonas marinas intermareales y submareales poco profundas. Los terrenos firmes pueden desarrollarse en situaciones de baja energía como marismas, barras de barro o llanuras intermareales altas, o en ambientes marinos poco profundos donde la erosión ha eliminado capas superficiales de sedimento no consolidado, exponiendo lechos más consolidados que hay debajo.

La icnofacies de Trypanites se caracteriza por perforaciones domiquiales de gusanos (Trypanites), bivalvos (Gastrochaenolites), percebes (Rogerella) y esponjas (Entobia) formados en rocas costeras o en suelos duros de piedra caliza litificada.

La icnofacies de Teredolites) se identifica por la presencia de perforaciones en la madera (especialmente Teredolites), principalmente producidas por bivalvos marinos como el gusano moderno, Teredo.

Según lo expuesto en los medios sedimentarios turbidíticos podríamos encontrar las icnofacies: Nereites, Zoophycos y Skolitos con una mayor presencia de la primera.

La composición de la icnofacies típica de la zona abisal Nereites se puede ver en la siguiente figura:

Icnogenero Nereites:

Nereites es un icnogénero que incluye estructuras horizontales de patrones muy complejos (grafoglípticos) formas sinuosas a meandriformes consistentes en un canal central relleno con sedimento mas oscuro rodeado de una zona lobulada (o zona envolvente) de sedmento reelaborado mas clara. Se conserva como cadenas densamente empaquetadas con pequeñas depresiones uni o multiseriadas. A pesar de ser muy común, las descripciones detalladas son escasas y la icnotaxonomía asociada, así como los posibles organismos productores (que posiblemente se alimentasen de los sedimentos) son temas discutidos. Nereites se presenta en sistemas turbidíticos de grano fino en los depósitos de diques y de desbordamiento (levees). Se conservan gracias al relleno inmediato de los relieves negativos de las trazas por las avenidas arenosas de un evento turbidítico.

La icnosubfacies de Nereites suele aparecer en las turbiditas distales fangosas en la transición entre la parte frontal de los abanicos y la planicie de la cuenca con las icnoespecies Nereites, Scolicia, Chondrites, Phycosiphon, Dictyodora, Zoophycus y Helicodromites. Los depósitos de planicie de la cuenca marina profunda adyacente a los abanicos turbiditicos, están muy bioturbados.

Figura nº 99: Icnofósil Nereites

Icnogénero (Paragenero) Paleodictyon:

Paleodyctyum es una estructura tridimensional compuesta de una red regular de hexágonos conectados verticalmente que se interpreta como una estructura para la captura o el cultivo de microorganismos. En la siguiente figura se puede ver una interpretación del organismo productor, en este caso un gusano, pero esto es un extremo que aun se desconoce:

Figura nº 100: Interpretación de un Paleodictyon.

Este grafoglíptido se encuentra, desde el Ordovícico (aunque es mas antiguo) en ambientes marinos profundos, principalmente turbiditas distales y ha sido fotografiado a más de 3.000 metros de profundidad con el aspecto que se puede ver en la siguiente fotografía:

Figura nº 101: Aspecto de un Paleodictyon vivo.

En Antromero he encontrado este icnofósil en el muro de un delgado estrato calcáreo:

Figura n 102: Paleodictyon en el muro de un estrato en Antromero.

Icnogénero Megagrapton (Ksiazkiewicz 1958):

Megagrapton probablemente es un pascichnion, típico de las icnofacies de Nereites. Este rastro fósil se conserva generalmente como redes irregulares hipichnias. Consiste en una pequeña traza, de 1 a 2 mm de diámetro, formando eslabones muy irregulares e incompletos. El relleno de la madriguera es del mismo color y naturaleza litológica que la roca huésped y este rastro se presenta en la parte inferior de los estratos de arenisca fina. Generalmente se le encuentra asociado con Protopaleodictyon y Nereites, en el fondo de los depósitos de turbidita. La distinción entre Megagrapton y Protopaleodictyon ha sido discutida por Uchman (1995), que para el primerosugiere una red irregular e incompleta mientras que, para los segundos, la red sería más o menos completa.

Figura nº 104: Megagrapton en la turbidita de Antromero

Icnogenero Scolicia:

Madriguera (burrow) postdeposicional, bilateral-simétrica casi cilíndrica que tiene laminillas meniscadas a menudo divididas en dos conjuntos cóncavos, conservados como hiporelieve positivo en la superficie inferior de turbiditas arenosas-limosas. En sección transversal la estructura concéntrica de laminillas bilobadas rodea un eje excéntrico. Su diámetro es de 2-4 cms.

El Organismo productor de esta traza son los erizos de mar que viven en sedimentos arenosos a limosos. En las turbiditas se alimentan en la interfase agua-suelo, ingiriendo el lodo depositado inmediatamente debajo del fondo marino enriquecido en materia orgánica debido a su rápido enterramiento.

Icnogenero Spirophycus (Chamberlain, 1971)

Se trata de galerías cilíndricas realizada en el barro y rellenas de arena y conservadas como hiporelieves convexos. Presentan un patrón de meandro irregular de bucle ancho con algunas espirales. Las superficies externas son esencialmente lisas con una ligera constricción y abultamiento aparente. El tamaño varía de 10 a 25 mm de ancho.

En la siguiente fotografía se puede ver una traza con abundantes meandros que podrían pertenecer a este género, pero también a alguno de los otros géneros de la icnofacies con una geometría parecida (Helminthorhaphe o Cosmorhaphe).

Figura nº 106: Trazas sinuosas en la turbidita de Antromero.

En la siguiente imagen se puede ver como se distribuyen las diferentes trazas de esta icnofacies en el abanico submarino:

Reconstrucción esquemática de la distribución de las trazas fósiles en sistemas turbidíticos de grano fino. La base de los cañones submarinos caracterizados por un sustrato firme posiblemente contiene Thalassinoides (Th) y Rhizocorallium (Rh) ilustrando la icnofacies de Glossifungites. Los depósitos de canales submarinos típicamente contienen Ophiomorpha (Op). En los levee, crevasse-splay y frontal- splay contienen Nereites (Ne), Scolicia (Sc) y Phycosiphon (Ph) como elementos post- depositacionales y una gran variedad de componentes pre-depositacionales como Paleodictyon (Pa), Megagrapton (Me), Desmograpton (De), Lorenzinia (Lo), Cosmorhaphe (Co), Helicolithus (He), Spirorhaphe (Sp) y Protopaleodictyon (Pr). Turbiditas fangosas distales en la transición entre los frontal-splay y la planicie de la cuenca posiblemente contienen Nereites (Ne), Scolicia (Sc), Phycosiphon (Ph) y Chondrites (Ch). La planicie de la cuenca está intensamente bioturbada.

La icnofacies de Glossifungites es una asociación de trazas fósiles controlada por el sustrato, caracterizado por estructuras del tipo domichnia, de paredes afiladas (localmente marcada con rasguños), sin revestimiento, rellena pasivamente, vertical a subvertical, excavada en sustratos semiconsolidados (suelo firme). El ensamblaje está dominado por los ichnogeneros Diplocraterion, Skolithos, Arenicolites, Thalassinoides / Spongeliomorpha ?, Gastrochaenolites, Psilonichnus y Rhizocorallium, que típicamente cortan el conjunto de fósiles de rastros residentes de suelo blando.

El conjunto de trazas de la icnofacies Glossifungites se encuentra en superficies de discontinuidad producto de paradas en la sedimentación, que generalmente están acompañadas de erosión. La colonización de sustratos exhumados por erosión y la excavación de madrigueras se dan generalmente en entornos marinos o marinos marginales. Muchas de estas superficies de discontinuidad pueden corresponden con límites de importancia estratigráfica.

Las superficies de erosión de poca pendiente marcadas por conjuntos de Glossifungites reflejan entornos que se encuentran en posiciones marinas o marinas marginales inmediatamente después de la erosión relacionada con las condiciones de pendiente escasa a nivel del mar. Estos entornos se limitan en gran medida a los márgenes hacia el mar de algunos rellenos de valles incisos, cañones submarinos incisos y costas de baja altura (regresión forzada). Más favorables para el desarrollo y la colonización de terrenos firmes son las superficies de inundación marinas (límites parasecuencia) con la erosión transgresiva que las acompaña. En tales condiciones, la generación de la superficie de discontinuidad ocurre dentro de un entorno marino, lo que permite la colonización casi inmediata por organismos oportunistas. También se han reconocido ejemplos de superficies de erosión baja y transgresiva amalgamadas (coplanar). Estos se producen donde las condiciones de baja altura exponen o exhuman el sustrato, pero las condiciones marinas que permiten la colonización no ocurren hasta la siguiente fase transgresiva.

En algunos muros de estratos areniscosos se pueden observar trazas asimilables a Thalassinoides que aunque es un icnogénero típico de ambientes marinos mas someros también ha sido descrito en depósitos marinos profundos:

Bioturbación (Thalassinoides?) en el muro de una capa de arenisca. Antromero.

RESUMEN:

La Serie Flysch de San Pedro de Antromero está formada por turbiditas de grano fino (lutitas negras, limolitas y areniscas grises y amarillentas de grano fino) en estratos delgados con intercalaciones de tramos con abundantes calizas negras que alternan con otros mas areniscosos. Su espesor es de 150 metros, aunque no se ve el techo que está cubierto discordantemente por el Cretácico. Entre estos materiales finos y a 25 metros de la base de la turbitita, se intercalan un tramo de 5 metros de grosor de brechas calcáreas y varios niveles de colapsobrechas con slumps. Es de destacar la presencia de varios niveles gruesos (0,5 metros) de microbrechas calcáreas formadas casi en su totalidad con grandes fragmentos de crinoideos.

Estos materiales le estarían llegando a una profunda cuenca de antepaís por medio de corrientes turbiditicas procedentes de la denudación de una cordillera que el Orogeno Varisco estaba levantando hacia el Oeste y que se depositarían en lóbulos distales de un abanico submarino.

En toda la serie abundan las estructuras sedimentarias típicas del ambiente turbidítico entre las que destacan las laminaciones paralelas, las laminaciones cruzadas de ripples y las laminaciones convolutas. Los niveles de granulometrías más gruesas (brechas) presentan bases erosivas canalizadas y estructura lenticular con rápidos acuñamientos laterales.

También abundan las granoclasiciones positivas o decrecientes que se distribuyen según secuencias de Bouma clásicas, siendo las más abundantes aquellas que presentan los términos más altos; Tc, Td y Te.

Con estos datos (granulometrias finas, secuencias de Bouma incompletas, y estructuras sedimentarias de corriente) y la icnofacies dominante se puede pensar que la Serie de Antromero corresponde a una turbidita distal siendo materiales depositados en lóbulos de un abanico submarino que esporádicamente sufren desestabilizaciones gravitacionales que producen colapsobrechas y niveles slumpizados y deslizados.

El segundo tramo de la serie compuesto mayoritariamente por brechas de clastos calcáreos podría corresponder a depósitos de canal turbidítico con una fuerte pendiente que permite el flujo de material muy grueso (grandes clastos de calizas fosilíferas) procedente de la erosión del talud continental y también la formación de slumps.

La presencia de colapsobrechas con una abundante matriz lutítica que engloba fragmentos de arenas slumpizados y de calizas negras junto a colapsolutitas y niveles con deformaciones por deslizamiento, indicarían la existencia de inestabilidades dentro del propio deposito turbidítico

La presencia de capas submétricas de microbrechas calcáreas formadas por acumulaciones de bioclastos de crinoideos, de 0,30 a 0,50 metros de grosor y con una cierta continuidad lateral, junto a capas gruesas (0,50 metros) de areniscas con climbing ripples indican la presencia de corrientes muy energéticas que acarrean material procedente de la plataforma marina (crinoideos y arena) lo que podría ser indicativo de avalanchas tipo apron.

La asociación de trazas fósiles (paleodictyon, megagrapton,…) corresponde a la icnofacies Nereites, típica de los ambientes marinos profundos (turbiditas). Los fósiles de macrofauna son inexistentes sin embargo hacia el techo de la serie aparecen acumulaciones de vegetales flotados en los planos de estratificación, estos restos se presentan carbonizados o piritizados.

Toda la serie se presenta verticalizada con una marcada deformación que se traduce en una ligera esquistosidad y otras estructuras de deformación como pliegues de pequeña escala y fallas con pequeños desplazamientos

La serie esta datada con goniatites como Namuriense B-C pero no es descartable encontrar microfauna en los tramos más carbonatados que he comprobado son bastante fosilíferos.

La Serie turbidítica de Antromero se atribuye a la Formación Olleros que presenta un carácter turbiditico en otros puntos de la Cordillera Cantábrica. Su correlación con la Serie turbidítica de Pendueles parecería clara si la edad coincidiera lo que no es así. Ambas turbiditas presentan bastantes similitudes, por ejemplo, se depositan sobre formaciones calcáreas del Carbonífero Inferior están formadas por lutitas negras carbonatadas con calizas encriníticas y areniscas con gran cantidad de estructuras sedimentarias.

Una fotografía que puede resumir la complejidad de las estructuras sedimentarias de la turbidita de Antromero: un slump deformando una capa donde previamente se habían formado convolutes.

SUMMARY:

The San Pedro de Antromero Flysch Series is made up of fine-grained turbidites (black shales, siltstones, and gray and yellowish fine-grained sandstones) in thin strata with intercalations of sections with abundant black limestone that alternate with other more sandstones. Its thickness is 150 meters, although the ceiling that is discordantly covered by the Cretaceous is not seen. Between these fine materials and 25 meters from the base of the turbitite, a 5-meter-thick stretch of calcareous breccias and various levels of collapsing overchains with slumps are interspersed. It is noteworthy the presence of several thick levels (0.5 meters) of calcareous microbreccias formed almost entirely with large fragments of crinoids.

These materials would be reaching a deep foreland basin by means of turbiditic currents coming from the denudation of a mountain range that the Varisco Orogeno was lifting towards the west and that would be deposited in distal lobes of an underwater fan.

Sedimentary structures typical of the turbidite environment abound throughout the series, among which stand out the parallel laminations, the crossed laminations of ripples and the convolute laminations. The coarser granulometry levels (breccias) present channeled erosive bases and rapid lateral wedging.

There are also many granoclassitions that are distributed according to classic Bouma sequences, the most abundant being those with the highest terms; Tc, Td and Te.

With these data (fine granulometries, incomplete Bouma sequences, and stream sedimentary structures) and the ichnofacies it can be thought that the Antromer Series corresponds to a distal turbidite, being materials deposited in lobes of an underwater fan that sporadically undergo gravitational destabilization that produces collapses over splashes and levels slumping and slipping.

The second section of the series composed mainly of calcareous clast breccias could correspond to turbiditic channel deposits with a steep slope that allows the flow of very thick material (large fossiliferous limestone clasts) from the erosion of the continental slope and also the formation of slumps.

The presence of overburden collapses with an abundant shale matrix that includes fragments of slumpised sand and black limestone together with collapsolutites and levels with sliding deformations, would indicate the existence of instabilities within the turbidite deposit itself.

The presence of submetric layers of calcareous microbreccias formed by accumulations of crinoid bioclasts, 0.30 to 0.50 meters thick and with a certain lateral continuity, together with thick layers (0.50 meters) of sandstones with climbing ripples indicate the presence of very energetic currents that carry material from the marine platform (crinoids and sand), which could be indicative of apron-type avalanches.

The association of fossil traces (paleodictyon, megagrapton,…) corresponds to the Nereites ichnofacies, typical of deep marine environments (turbidites). The macrofauna fossils are non-existent, however towards the ceiling of the series there appear accumulations of floating plants in the stratification planes, these remains are charred or pyritized.

The entire series is presented verticalized with a marked deformation that translates into a slight schistosity and other deformation structures such as small-scale folds and faults with small displacements.

The series is dated with goniatites such as Namuriense B-C but it is not ruled out to find microfauna in the more carbonated sections that I have verified are quite fossiliferous.

The Antromero turbiditic Series is attributed to the Olleros Formation that presents a turbiditic character in other points of the Cantabrian Mountains. Its correlation with the Pendueles turbiditic series would seem clear if the age coincided, which is not the case. Both turbidites have many similarities, for example, they are deposited on calcareous formations of the Lower Carboniferous, they are formed by carbonate black shales with encrinitic limestones and sandstones with a large amount of sedimentary structures.

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miércoles, 25 de marzo de 2015

LAS TURBIDITAS DE SAN PEDRO DE ANTROMERO