Boletín Geológico y Minero. Vol. 101-1. Año 1990 (3-20) GEOLOGIA Relaciones. entre el ambiente de sedimentación y los procesos diagenéticos en las areniscas del Buntsandstein del Umbral de Ateca (Cordillera Ibérica). Por R. MARFIL(*) y D. GOMEZ GRAS (**) RESUMEN Los sedimentos de facies Buntsandstein del Umbral de Ateca se depositaron en un medio de transición, en áreas intra y supramareales, dentro de un sistema deltaico dominado por procesos de •crevassing•. En base a los datos de cam­ po y también a parte de los petrológicos cabe, además, la interpretación, menos probable, de que el medio sedimen­ tario fuera lacustre salobre y esporádicamente evaporítico, donde la sedimentación se realizará, fundamentalmente, a partir de flujos gravitatorios de elevada densidad. Los cuerpos arenosos son arcosas y subarcosas ricas en materia orgánica presentando, asociadas a la misma, una serie de concreciones (microgeodas) originadas posiblemente por acción bacteriana y de hongos. También son frecuen­ tes las rizocreciones y otras marcas de carácter edáfico. Los cementos más significativos y abundantes y su secuencia de formación serían: óxidos de Fe y Mn, calcita, fel­ despato potásico, siderita, calcita ferrosa, anhidrita, dolomita, baritina, calcita y caolinita. Este tipo de secuencia de cementación no se parece a la encontrada en los sedimentos del Buntsandstein de áreas próximas en la Cordillera Ibérica y es bastante similar al encontrado por CASTELLTORT et al. (1987). en las areniscas de facies evaporíticas (sabkha costera), del Muschelkalk Medio de los Catalánides. Este hecho nos confirma la idea que por datos sedimen­ tológicos de campo se había deducido, respecto a su ambiente de sedimentación y a su posible equivalencia lateral con el Muschelkalk Inferior y Medio de la Cordillera Ibérica en su extremo oriental y de los Catalánides. De la tipología de los granos de cuarzo y de la composición de las areniscas se deduce que las áreas fuentes eran los gneises del Macizo Hespérico, al igual que para el Buntsandstein de áreas próximas (ARRIBAS et al., 1985), con influencia menos marcada de áreas metamórficas de bajo grado, al menos en los sedimentos arenosos. Palabras clave: Sistema deltaico, Muschelkalk Medio, Arcosas, Procedencia, Diagénesis, Concreciones sideríticas, Mate­ ria orgánica. ABSTRACT The Buntsandstein sediments of the Ateca horst have been deposited in a transitional environment in supra and intra­ tidal areas, in a deltaic system dominated by crevassing processes. According to field and petrological data, it is possible, with lesser probability, that the sedimentary environment could have been brackish lacustrine and even, spo­ radically evaporitic, where the sediments were transported by high density gravitational flows. The intercalated sandstones are organic matter rich arkoses and subarkoses where siderite and Fe-Mn calcite bearing concretionary nodules (micro-geodes) are observed as assotiations to the former. They were possibly originated by microorganisms as bacteria and fungi. Also, other edaphic features as rhizocretions, are frequent. The source rocks ot the sandstone were, as in the nearly outcrops ot Buntsandstein of the lberian Range (ARRIBAS et al., 1985), predominantly gneisses ot the Hesperian Massif with in the sandy sediments, a lesser intluence ot low grade metamorphic source areas. In most ot the sandstones, early diagenesis is dominanted by Fe and Mn oxides, calcite, K-feldspar, siderite and ferro­ calcite cements. In the mesodiagenesis, anhidrite, dolomite and barite cementation and in the telodiagenesis, the de­ dolomitization of dolomite cement, calcite and kaolinite pore filling and alteration of muscovite to kaolinite occurs. (*) Opto. de Petrología y Geoquímica. U. C. M. 28040 Madrid. (**) Opto. de Geología. Universidad Autónoma. 28193 Barcelona. 3 1 -4 R. MARFIL Y D. GOMEZ GRAS This sequen~e. of c~me~ta~ion is not similar to those observad in nearly areas, in the Buntsandstein of the lberian Range but, 1t is quite .s1m1lar. to the sequence found by CASTELLTORT et al., 1987, in evaporitic sandstones (coastal ~abkha) of the C~talanides m1ddle Muschelkalk. This fact, corroborates the idea deduced by field sedimentological data m respect to sed1mentary environment and the possible lateral equivalency with the middle and lower Muschelkalk of th~ Eastern part of the lberian and the Catalanides Ranges. K.ey words: Deltaic system, Middle Muschelkalk, Arkosic sandstones, Provenance, Diagenesis, Sideritic concretions, Orga­ nic matter. INTRODUCCION La Rama Castellana de la Cordillera Ibérica, en los alrededores de Ateca, actuó como un umbral durante la sedimentación del Triásico Inferior (GARRIDO & VILLENA, 1977). En esta zona (fi­ gura 1), los sedimentos de facies Buntsandstein poseen un espesor de unos 100 m. La sucesión, en general, está formada por cuerpos de arenis­ cas («lenticular bedding»), intercalados en una serie fundamentalmente pelítica (fig. 2). Esta se halla frecuentemente bioturbada, presenta en la parte inferior niveles de carbonatos de origen estromatolítico y, a lo largo de toda ella, existen tramos que han sufrido una edafización bastante intensa. Este hecho indica la existencia de paros sedimentarios más o menos prolongados. roARIJ~ DE LA C. ~08 ALHA~~ DE A. 1 ~_> Figura 1.-Situación de los afloramientos del Buntsand­ stein y de las columnas levantadas (11, 12, etc.) en los alrededores del Umbral de Ateca. En la sucesión pueden distinguirse dos tipos de cuerpos areniscosos: Unos claramente canaliza­ dos, en los que se observa localmente una acre­ ción lateral, pudiendo interpretarse como de ori­ gen meandriforme; y otros, los más abundantes, limitados por planos paralelos a la escala del afloramiento, con organización interna típica de 4 facies deposicionales derivadas de flujos gra­ vitatorios. En conjunto, estos cuerpos pueden in­ terpretarse como depositados en un medio de transición, en áreas intra y supramareales, en un sistema deltáico dominado por procesos de «crevassing». En base a algunos de los datos se­ dimentológicos y diagenéticos, cabe, además, la interpretación, mucho menos probable, de que el medio sedimentario fuera lacustre más o me­ nos salino, donde la sedimentación se realizará, fundamentalmente, a partir de flujos gravitato­ rios de elevada densidad. Posiblemente, en estas series están representa­ dos los equivalentes laterales del Muschelkalk, Inferior y Medio, de la Cordillera Ibérica en su extremo oriental, y de los Catalánides (fig. 3). De lo expuesto se deduce que el Buntsandstein del Umbral de Ateca presenta una problemática particular puesta de manifiesto, por un lado, por su poco desarrollo y, por otro, por sus facies. Como objetivos principales de este trabajo, nos pr9ponemos la caracterización petrográfica de las areniscas, conocer su procedencia y la relación de las facies encontradas con los procesos dia­ genéticos que las han afectado. Para ello, se han utilizado las técnicas de microscopio petrográ­ fico, microscopio electrónico de barrido (M.E.B.) con microanalizador (EDS) y electrones retrodis­ persados (backscattered) y catadoluminiscencia (C.L.). 1. PETROLOGIA 1 a) Composición y textura de las areniscas Las areniscas son principalmente arcosas y sub­ arcosas subordinadas (fig. 4) con escasa matriz arcillosa (de O a 6 por 100). El tamaño de grano dominante es el de arena gruesa a muy gruesa (1-2 mm. de diámetro). con clastos subredondea­ dos y una selección de buena a muy buena (0,35- RELACIONES ENTRE EL AMBIENTE DE SEDIMENTACION Y LOS PROCESOS DIAGENETICOS ... 1 -5 Figura 2.-Columnas litoestratigráficas del Buntsandstein (los números de las columnas corresponden a los de la figura 1 ). 5 w <;1Tu•c10N DEL CO!;H B-B E Figura 3.-Esquema del Umbral de Ateca y de la sedimen­ tación permo-triásica en una transversal O-E de la Cor­ dillera Ibérica, con la posición aproximada de las columnas levantadas B-B'. 0,5 phi). El tipo de contacto entre los clastos es puntual y, en escasas ocasiones, largo. Respecto a su composición, además de cuarzo predominantemente monocristalino, aparece Fto­ K (microclina y ortosa, así como granos con cre­ cimientos pertíticos, subordinados). El Fto-K se presenta, o bien muy alterado a ilita o interes­ tratificados 1-E, o bien conservado y con un im­ portante recrecimiento. La plagioclasa está en Q Figura 4.-Composición petrológica de las areniscas del Buntsandstein del Umbral de Ateca y clasificación de las mismas, según el triángulo de PETIJOHN et al. (1972). 1-1 1 -6 R. MARFIL Y D. GOMEZ GRAS proporciones menores del 3 por 100 y muy alte­ rada a ilita e interestratificados 1-E. Los frag­ mentos de roca son esquistos micáceos y meta­ pizarras (entre 5 y 10 por 100). Las micas pre­ sentes son moscovita y biotita subordinada, con porcentajes globales de O a 7 por 1 OO. Otros com­ ponentes accesorios son los cantos blandos arci­ llosos de color rojo y en menor proporción otros de tonos verdosos. La matriz actualmente presente es, como ya di­ jimos, escasa y procede de la alteración de los feldespatos a ilita e interestratificados 1-E (epi­ matriz de DICKINSON, 1970) o bien, de la preci­ pitación de caolinita-dickita como apore-filling .. (WILSON & PITTMAN, 1977), más el reemplaza­ miento sistemático de moscovita a caolinita-dic­ kita. La aparición de alguna «arcosic-wackes» se debe a la presencia de arcilla infiltrada por «bu­ rrowing», a los «clay coat» (GALLOWAY, 1974), originados por procesos edáficos y finalmente a la pseudomatriz originada por la rotura y des­ composición de cantos blandos arcillosos. Es muy común la presencia de materia orgánica, unas veces muy compactada y rellenando la po­ rosidad inicial, por lo que es difícil su identifica­ ción y otras, mejor preservada, formando concre­ ciones parecidas a microgeodas (figs. 5 y 6) con diámetros de hasta 12-14 mm. y que se han des­ arrollado con cierto control estratigráfico. Con­ sisten en una micrita muy rica en óxidos de Fe y Mn, con textura «clotted» o peloidal que en­ globa y cementa a los granos siliciclásticos (fi­ guras 5 y 8A). En la parte más interna o núcleo, y reemplazados por dolomita y jo calcita, existen unas huellas de filamentos radiales que relacio­ namos con posibles cianobacterias. En las en­ vueltas, muy irregulares, ricas en siderita con distintos contenidos en Fe y Mn, se desarrollan cristales idiomorfos, romboidales o poligonales zonados, apareciendo varios de ellos adosados. Su composición es de dolomita, anhidrita y/o ba­ ritina (figs. 5 y 6). Según MONTY & HARDIE (1976) algunos de los tipos microestructurales de algas, cuando se de­ secan, se rompen en polígonos algares «algal polygons "• pudiendo, posteriormente, rellenarse las grietas de calcita, anhidrita, dolomita o bari­ tina, según la composición más o menos salina y/o alcalina de las aguas connatas, como hemos podido observar en nuestro caso. ESTEBAN & PRAY ( 1983) también describen un tipo de fábri- 6 Figura 5.-Esquema de una concreción (microgeoda) vista al microscopio petrográfico, donde se pueden apreciar las cinco generaciones de carbonatos que hemos distin­ guido mediante C. L. D: dolomita; C: calcita; A: anhidri­ ta; BA: baritina; F-K: feldespato potásico recrecido. La zona negra sería la siderita y algo de pirita. ca de los pisoides y pisolitos como en disposi­ ción poligonal, por un último estado de cemen­ tación desplazante, lo cual también se podría aplicar a las concreciones encontradas. En el capítulo de diagénesis haremos un análisis níás detallado al posible origen de estas con­ creciones que por sus características texturales y composición parecen deberse a actividad mi­ crobiana, en etapas tempranas de la diagénesis de la materia orgánica. 1 b) Procedencia de las arcosas De la proyección de los tipos de cuarzo de las arcosas en el diagrama de BASU et al. (1975) (fi!'.J. 7) se puede observar que las muestras es­ tudiadas se sitúan dentro de los campos de pro­ cedencia plutónica (1) y metamórfica de alto y medio grado (2). Si se compara su proyección con los datos obtenidos por ARRIBAS et al., (1985). para otras series de areniscas del Bunt­ sandstein de la Cordillera Ibérica, comprobamos que en estos mismos límites estarían situadas también las areniscas del Umbral de Ateca. Su RELACIONES ENTRE El AMBIENTE DE SEDIMENTACION Y LOS PROCESOS DIAGENETICOS .. . 1 - 7 Qm ~5º Qp > 3 Qm ~5º Cuarzo de origen plutónico Cuarzo de or igen metamórfico de medio y alto grado Figura 7.-Localización de los tipos de cuarzo de las ar­ cosas del Umbral de Ateca en el diagrama de proceden­ cia de BASU et al. (1975) . compos1c1on se extiende en paralelo con la evo­ lución normal de los cuarzos hacia la forma más estable de tipo ~ Sº desde una fuente gneísica y sus correspondientes arroyos de cabecera (fle­ cha 1 en la fig. 4 de ARRIBAS et al., 1985). No obstante, la representación de las muestras es­ tudiadas se hace algo más próxima a la cara 7 Figura 6A.-Detalle de rombos zonados y adosados con núcleos de dolomita y anh idrita, reem­ plazando a la siderita peloidal y bordeando el poro centra l de la microgeoda, a su vez rellena de dolomita. Nícoles paralelos. Es- cala: 0,5 mm. Figura 68.-0tro detalle de rom­ bos zonados con inclusiones de materia orgánica microfilamen­ tosa y cemento dolomítico ce­ rrando la cavidad centra l de la microgeoda . Nícoles cruzados. Escala : 0,5 mm. Om ~ 5º - Op > 3 del triángulo inferior, lo que in­ dicaría una gran proximidad de las áreas fuentes gneísicas, en este caso, al igual que las muestras del Buntsandstein de Atienza , Sigüenza y La Ala­ meda (véase fig . 4 de ARRIBAS et al., 1985). Según los datos estadísticos de BASU et al . (1975). los cuarzos ígneos plutónicos muestran una media de valores de extinción no ondu lante ( < Sº) sensiblemente mayor que los cuarzos me­ tamórficos de bajo grado, con lo que la contami­ nación por este tipo de áreas fuentes sería aún menor que en las otras zonas citadas de la Cor­ dillera Ibérica. También hay que considerar la posibilidad dri la presencia de una cementación carbonatada o evaporítica temprana que impi­ diera la compactación mecánica e inhibiera la aparic ión de ondulosidad en el cuarzo. De acuer­ do, pues , con los datos obtenidos y la compara­ ción establecida, podemos deducir una proceden­ cia dominante a partir de los gneise~ «Olio de Sapo», que estarían situados al O de la Cordi­ llera Ibérica, en el Macizo Hespérico. Por otro lado, la gran riqueza en Fto-K de estas arcosas frente a la plagioclasa ( < 3 por 100). pue­ de relacionarse , siguiendo las ideas de JOHAN­ SEN (1988) con climas áridos y fuentes crató­ nicas. También este autor propone cuatro posi­ bles procesos que podrían explicar la alta rela- 1 -8 R. MARFIL Y D. GOMEZ GRAS c1on Fto-K/plagioclasa de las areniscas del Pa­ leozoico Superior de Estados Unidos. Una de las hipótesis, sería la removilización postdeposicio­ nal diagenética de la plagioclasa o su alteración a Fto-K. MORAD et al. (1989) han citado y de­ mostrado esta posibilidad, para parte de los Fto­ K del Buntsandstein de la Cordillera Ibérica. En otra hipótesis, JOHANSEN (1988) considera que ni el Fto-K ni la plagioclasa son estables en aguas de mar, debido a que la abundancia de Si02 en tales aguas, es muy baja. Pero si las aguas marinas están en equilibrio con sílice amorfa, lo cual es normal en el agua connata de sedimentos marinos, entonces el Fto-K será esta­ ble (HESS, 1966). Por otro lado, si el Na es re­ movilizado del agua del mar por la precipitación de halita, el Fto-K será incluso más estable con respecto a la plagioclasa (JOHANSEN, 1988). Fi­ nalmente, este autor sugiere que la meteoriza­ ción, dentro de ambientes deltáicos en clima árido o ciclos repetitivos de arenas, a través de ambientes costeros, podrían ser tenidos en cuen­ ta para la falta de plagioclasa en subarcosas con Fto-K. Esta hipótesis también tendría validez apli­ cada a las arcosas estudiadas, ya que, según hemos deducido, se han sedimentado en un am­ biente similar. De todas formas, JOHANSEN (1988) dice que la importancia de la removiliza­ ción de las plagioclasas, durante la meteoriza­ ción o el transporte, sólo se podría saber, cuan­ do se haga un estudio completo de las lutitas asociadas con las areniscas, donde parecen con­ centrarse estos minerales en mayores propor­ ciones. 1 c) Díagénesís de las arcosas KANTAROWICK (1985) cita como principales con­ troles de la diagénesis sobre los sedimentos arenosos, los siguientes: procedencia, mineralo­ gía deposicional, química de las aguas intersti­ ciales, presión y temperatura de enterramiento, la exhumación y la diagénesis de las lutitas in­ tercaladas; existiendo otros factores que noso­ tros consideramos menos importantes, y más di­ fíciles de controlar, al menos en el caso estu­ diado. En esta misma línea, STONECIPHER et al. (1984) esquematizan la relación entre la diagéne­ sis con el ambiente deposicional mediante la geo­ metría de los cuerpos de arena, las texturas se­ dimentarias, la tectónica, la procedencia, las pro- 8 porciones de arenas a lutitas en las secuencias detríticas, así como la mineralogía detrítica. Siguiendo estas pautas, en el estudio diagené­ tico realizado sobre las areniscas del umbral de Ateca, iremos relacionando muchos de los pará­ metros arriba mencionados, con los resultados obtenidos por nosotros e intentaremos compro­ bar esta confluencia de factores, con la inten­ sidad y tipo de diagénesis encontrada. Asimis­ mo, los dafos obtenidos, los compararemos con otros modelos de diagénesis descritos para cuen­ cas similares, con el fin de poder establecer cri­ terios que sirvan para futuras investigaciones, so­ bre la diagénesis de arcosas en secuencias del­ táicas. Del análisis petrográfico efectuado destacan, en primer lugar, los rasgos de edafización, tales co­ mo: presencia de arcilla infiltrada por bioturba­ ción, •clay coats» arcillosos y gran contenido en óxidos y carbonatos de Fe y Mn, asociados a las concreciones orgánicas. En segundo lugar, se observa la aparición de cementos muy tempra­ nos que han impedido la compactación mecánica de las areniscas. Por orden de abundancia estos cementos son: carbonatados (calcita, siderita, do­ lomita), sulfatados (yeso?, anhidrita y baritina) y feldespáticos. El cemento cuantitativamente más importante es el de calcita (máximo, 23 por 100). Aunque en parte esta calcita puede ser también pedogené­ tica, la consideramos un cemento temprano for­ mado en la zona vadosa, propia de los ambientes áridos. Este cemento cierra la mayor parte de la porosidad inicial (40,8 a 38,0 por 100, calcula" da según BEARD & WEYL, 1973). Su textura es poiquilotípica y en ocasiones reemplazante del resto de los cementos presentes. La dolomita (máximo porcentaje encontrado, 21,5 por 100) es, en general, poiquilotípica, presen­ tándose como núcleo de alguna de las concre­ ciones algares (figs. 5 y 6), como rombos zona­ dos, en parte dedolomitizados, y como parches dispersos, reemplazando a los rombos de side­ rita. La siderita (máximo, 12 por 100 y media entre 0-5 por 100) aparece como rombos microcrista- 1 inos, asociados a la materia orgánica y borde externo de las concreciones y rodeando a los feldespatos potásicos recrecidos, a los que re­ emplaza, indicando que su formación es poste- RELACIONES ENTRE EL AMBIENTE DE SEDIMENTACION Y LOS PROCESOS DIAGENETICOS .. 1 • 9 rior a este cemento. A su vez, la siderita está reemplazada por dolomita, anhidrita y calcita (fi­ guras 5, 8A, 8 y C). Al contrario que en otros depósitos de Bunt­ sandstein de la Cordillera Ibérica, donde el «Coat­ í ng » diagenético temprano (eodiagenético) de he­ matites es causante del color rojo en las arcosas (MARFIL et al., 1977; DE LA PEÑA et al., 1983; DE LA CRUZ et al., 1987; etc.) , en este caso, el proceso causante del color rojo es la reacc1on telodiagenética de siderita ~ calcita + hemati­ tes (fig. 8C), constante en todas las muestras es­ tudiadas. Los óxidos de Fe llegan a alcanzar va­ lores de hasta 30 ,8 por 100, pero los valores nor­ males oscilan al rededor de 5 por 100 del total de la arcosa (fig . 8D). La secuencia de cementos carbonatados que po­ demos deducir del examen mediante catodolumi- Figura 8A.-Microfotografía al M. E. B. de la siderita peloidal de una concreción, con fisuras curvadas concéntricas (posible relación con bioturbación por raíces). Composición global: Ca, Fe, Si, K y trazas de Ti. Figura 88.-Microfotografía al M. E. B. de cemento y reemplazamiento de anhidrita, sobre siderita de aspecto pulveru­ lento. Análisis global: Ca, Fe, Mg y Mn. Figura 8C.-Microfotografía al M. E. B. donde se aprecia la disolución de la siderita, y de la formación en los poros de bastoncitos de hematites. Figura 80.-Microfotografía al M. E. B. de un poro relleno de goethita, resultado final de la alteración telodiagenética de la siderita. 9 1 - 1 o R. MARFIL Y D. GOMEZ GRAS niscencia, en las zonas donde aparecen las mi­ crogeodas, y del borde al centro del poro en el núcleo (fig. 5) sería: Primera generación no luminiscente que en­ globa granos de cuarzo y feldespato (es side­ rita con reemplazamiento de parte del Fe 2 por Mn 2 , aunque este carbonato también puede dar luminiscencia naranja, según LAMIRAUX (1977) (en MATTER & RANSEYER, 1985) (figu­ ras 9A y C). Segunda generación luminiscente brillante na­ ranja (siderita rica en Mn 2 ). Esta, con nícoles paralelos, es la de aspecto más oscuro (figu­ ras 98 y D). Tercera generación, con delgada zonacron de color naranja, rica también en Mn 2 (calcita con sustitución por Mn~2), alternando con ca­ pas no luminiscentes (pirita y / o siderita (figu­ ras 98 y D). Cuarta generación mate o grisácea, casi no luminiscente de dolomita (figs. 98 y D). Asi­ mismo, mediante C.L. hemos podido observar que la textura peloidal interna de estas con­ creciones, unas veces permanece no luminis- Figura 9A y C.-Microfotografía con nícoles paralelos y C. L. respectivamente, de un detalle de la segunda generación luminiscente brillante , naranja, muy rica en Mn 2 y de la tercera generación zonada, también naranja. La parte supe­ rior derecha, no luminiscente o mate, sería la cuarta generación de dolomita que rellena el hueco central de la micro- geoda. Figura 98 y D.-Microfotografía con nícoles paralelos y C. L., respectivamente, de un núcleo no luminiscente de dolomi­ ta (cuarta generación), rombos zonados, con color naranja, de calcita (tercera generación) ; una zona, la más oscura , con nícoles paralelos y con C. L. luminiscente naranja (segunda generación). En las partes más externas, se aprecia la primera generación no luminiscente que engloba granos de cuarzo y feldespato-K. 10 RELACIONES ENTRE EL AMBIENTE DE SEDIMEN\ACION Y LOS PROCESOS DIAGENETICOS ... 1 • 11 cente, con lo que parece confirmarse que son formas framboidales de pirita. En otras ocasio­ nes es muy luminiscente naranja y amarillo, con lo cual corresponderían a calcita con sus­ tituciones de Mn·2 ,. como hemos comprobado (MORAD et al., 1989), en otros cementos si­ milares del techo del Buntsandstein. En algunas microgeodas aparece una quinta ge­ neración formada por una banda final o central luminiscente amarilla que correspondería a la úl­ tima generación de ,calcita. Este último cemento, así como los zonados de dolomita, son corrosivos con respecto a los precedentes, reflejando la agresividad de los distintos fluidos intersticiales y el ambiente geoquímico diagenético temprano muy influenciado por el medio de sedimentación. Asimismo, durante la mesodiagénesis, la circu­ lación y el flujo de los fluidos sigue siendo inten­ so, en un medio altamente permeable y no di­ fusivo; como ponen de manifiesto las corrosio­ nes entre la generación cuarta y quinta. La existencia sobre las concreciones de parches que con C. L. dan lumtniscencia verdosa indican también que el Mn está como COaMn. Las muestras más ricas en concreciones fueron estudiadas al M. E. B., tanto en rotura fresca como en lámina delgada pulida. Los análisis se realizaron con un microanalizador por espectros de energía (EDS) que lleva incorporado el scann­ ing modelo JEOL J. S. M.-35C. Asimismo, se exa­ minaron las muestras mediante imágenes de elec­ trones retrodispersados (backscattered), con el fin de detectar la presencia y relaciones de los minerales del Fe, Mn y Mg frente a la calcita más estequiométrica. Otra finalidad de este estudio fue la posibilidad del reconocimiento de restos de estructuras dentro de los carbonatos que pu­ diéramos relacionar con procesos microbiológi­ cos. Sobre este particular, hemos encontrado que la siderita presenta una textura grumelar (figu­ ra 8A), y en ocasiones se reconocen bastantes restos orgánicos tanto de bacterias (figs. 10A y C) como de otros microorganismos (actinomi­ cetos y otros restos vegetales sin estructura re­ conocible, figs. 10B, C y D). Los cocos bacteria­ nos son similares a los encontrados por KRUM­ BEIN & GIELE (1979), en los estromatolitos del de­ sierto Borrego (California) y en el del Sinaí (Israel), los cuales, según estos autores, se for­ man en zonas subaéreas y no cubiertas por agua, 11 nada más que en períodos de intensas lluvias. El tipo de bacteria que calcifica en este caso es la cianobacteria Pleurocapsa sp., la cual se presen­ ta como vainas unicelulares, en colonias madu­ ras, o bien como hileras de células que le con­ fieren el aspecto de filamento. Estos autores las describen incluso, sobre base feldespática, como en nuestro caso. Respecto a la presencia de hongos, también KRUMBEIN & JENS (1981), apuntan hacia la for­ mación de lo que llaman .. barniz de las rocas" o «barniz del desierto» producido por la actividad de líquenes, cianobacterias y hongos. Este barniz biogénico, ejemplo característico de un ecosis­ tema microbiano, se adapta a los ambientes más extremos actuales del planeta. Alta irradiación y extremadamente baja actividad del agua. En es­ te ambiente se producen la precipitación del Fe y Mn como parches, sobre los micelios de los hongos, existiendo además una asociación sim­ biótica de hongos y bacterias, tal como hemos podido observar en nuestras observaciones al M. E. B. Mediante microanálisis, asociados a la siderita y calcita ferrosa se han encontrado, además del Mn, Ba, Zn, Ni y Cu, los cuales corroboran una génesis microbiana para estos carbonatos (CHOW and GOLDBERG, 1961; FERRIS et al., 1987). Por otro lado, la geoquímica de las aguas que reflejan los cementos, con presencia de calcita, calcita ferrosa, siderita, óxidos y carbonatos de Mn, pueden relacionarse con la periódica entra­ da de aguas continentales (BERNER, 1971; HAW­ KINS, 1978) en el medio de transición propuesto. El proceso de uburrowing», que es tan frecuente en estos sedimentos, parece contribuir asimismo al enriquecimiento en Mn. BOLES & RAMSEYER (1987) también se refieren a la asociación del Mn•2 con la calcita en las aguas intersticiales de origen meteórico, obser­ vando que este hecho es muy frecuente en mu­ chos asentamientos geológicos. Con anterioridad MEYER (1974) encuentra un gran enriquecimien­ to de Mn•2 en los cementos de calcita, formados durante exposiciones subaéreas, y en rizol itos calcáreos ( .. root casts ") asociados con sedimen­ tos reducidos, en las zonas marginales lacus­ tres, en el este de Africa. 1 - 12 R. MARFIL Y D. GOMEZ GRAS HAWKINS (1978) señala que la alta concentra­ ción de siderita en los sedimentos arenosos pue­ de estar relacionada con el aporte de Fe·2 de las facies arcillosas adyacentes, procedentes de la descomposición de la biotita y de los Fe 2 , intro­ ducidos por las aguas fluviales, enriquecidas en materia orgánica, la cual permite las condiciones geoquímicas necesarias para la precipitación de este mineral. Por último, cabe señalar que la secuencia de cementos carbonatados pone de manifiesto el progresivo empobrecimiento de Mn ... 2 con la evo­ lución diagenética en profundidad. El cemento de anhidrita está, en general, mal preservado, ya que es reemplazado por calcita o dolomita. Su máximo valor encontrado es del 2 por 1 OO. Muestra texturas poiquilotípicas, o es Figura 1 OA.-Microfotografía al M . E. B. de filamentos vegetales (filamentos fúngicos) con numerosos cocos bacterianos (posibles cianobacterias), sobre granos de cuarzo de una arcosa. Escala: 2 µ . Figura 108.- Microfotografía al M . E. B. de materia orgánica vegetal no estructurada y posibles restos de hifas de acti ­ nomicetos. Escala: 3,3 µ. Figura 10C.-Microfotografía al M . E. B. del extremo de una hifa o micelio de un actinomiceto y numerosos cocos (se puede observar cómo se dividen), sobre feldespato potásico recrecido. Escala: 2,5 µ . Figura 100.- Microfotografía al M. E. B. de película o segregación siderítica de una concreción , formada por lipopolisa­ cáridos, producidos por microorganismos. Escala : 5 µ . 12 RELACIONES ENTRE EL AMBIENTE DE SEDIMENTACIDN Y LOS PROCESOS DIAGENETICOS un unico cristal, rellenando el núcleo de las concreciones (fig. 8B). Reemplaza a la siderita y a veces parece englobar y anhidritizar (reempla­ zar?) a las concreciones, dando el aspecto de nódulos de anhidrita. Su formación, salvo en este último caso, no parece estar relacionada con con­ diciones de precipitación próximas a las super­ ficiales, con lo que la consideramos como un cemento mesodiagenético de la zona semimadu­ ra (SCHMIDTH & McDONALD, 1977). No obstan­ te, debido a su alta solubilidad, la removiliza­ ción de la anhidrita és común durante la dia­ génesis. El cemento de baritina es poco abundante (má­ ximo, 2 por 100); suele ser, al igual que la anhi­ drita, poiquilotípico, o estar formando el núcleo y parte de las eapas zonadas de las concrecio­ nes (fig. 6A). Los feldespatos potásicos recre­ cidos están, en ocasiones, englobados y corroí­ dos por /el cemento de baritina. Para CHOW & GOLBERG (1960), durante la oxidación de la ma­ teria orgánica en los océanos, se producen altos niveles de iones S04- v Ba++, con lo que puede precipitar abundante S04Ba. Cuando toda la ma­ teria orgánica es oxidada, el microambiente se destruye, pudiendo disolverse el S04Ba, volvien­ do los iones a la solución y precipitar, durante la diagénesis. Según BOWEN (1956), existe un grupo de organismos que pueden suministrar Ba al agua de mar, entre ellos las algas par­ das, rojas y verdes, cuando se descompo­ nen, pueden liberar Ba y otros elementos tales como Cu, Ni, Va, Co, etc. Ello con­ firma la asociación entre ciertos metales y la materia orgánica de alto peso molecular, en sedimentos acuáticos, siendo estos complejos organometálicos, parcialmente responsables de la preseneia de los metales en los sedimentos, jugando también un papel importante en la for­ mación de minerales autigénicos durante la dia­ génesis (SAXBY, 1976; FORSTNER, 1982; FERRIS et al., 1987). Sobre el origen del Ba en aguas marinas superficiales, DEHAIRS et al. (1980) con­ firman que está relacionado, fundamentalmente, con restos orgánicos, siendo introducidos en es­ tas aguas por procesos biológicos, citando entre los más importantes la precipitación dentro de microambientes, de materia orgánica en vías de descomposición. El cemento yesífero sólo hemos podido deducir­ lo por la porosidad agrandada existente y pre­ sencia de algunos relictos del mismo, con lo 13 que este cemento debió de formarse muy tem­ pranamente, habiendo sido, posteriormente, lixi­ viado o reemplazado por calcita. El cemento de feldespato potásico, aunque cuan­ titativamente no es el más importante (0,5 a 7 por 100), sí es el más espectacular por su há­ bito cristalino perfecto (fig. 11A) de entre todos los cementos que muestran estas areniscas. Su textura es de tipo sintaxial, si bien, debido a la pequeña diferencia en la composición respecto a su núclo detrítico (fig. 11 B), existe un mínimo desfase de ángulos de extinción. El feldespato recrecido tiene hábitos de adularia, engloba y restaura a través de fisuras, líneas de exfolia­ ción y macias, al grano detrítico de tipo ortocla­ sa, microclina y pertítico, todos ellos bastante re­ dondeados, en general. Asimismo, podemos de­ cir que este cemento es el más importante, cuan­ titativamente hablando, de cuantos cementos fel­ despáticos hemos encontrado en el Bunstsand­ stein de la Cordillera Ibérica. En otras áreas, siempre va seguido, en la secuencia de cemen­ tación, por cemento silíceo sintaxial que lo re­ emplaza (MARFIL et al., 1977; DE LA PEl\IA et al., 1983; SENTCHORDI y MARFIL, 1983; DE LA CRUZ et al., 1987). no ocurriendo este hecho en las arcosas del umbral de Ateca, si no que, al igual que en las areniscas de las facies eva­ poríticas de sabkhas costeras, del Muschelkalk Medio de los Catalánides (CASTELLTORT et al., 1987), el cemento feldespático va seguido, en la secuencia por cementos carbonáticos y de anhi­ drita, siendo el cemento silíceo sintaxial casi in­ existente. Mediante C. L., hemos observado que los feldes­ patos detríticos dan una fuerte luminiscencia azulada, quedando el borde, las líneas de exfo­ liación y fisuras, oscuras o no luminiscentes. La forma cristalográfica perfecta indicaría que el sobrecrecimiento tuvo lugar en una fábrica de­ posicional completamente abierta, con práctica­ mente toda la porosidad inicial existente. Por ello, pensamos que fue uno de los cementos más tempranos en formarse. También hemos ob­ servado que los feldespatos detríticos, engloba­ dos en concreciones calcíticas pedogenéticas o rizocreciones, no muestran el cemento sintaxial, por quedar aquéllos aislados penecontemporá­ neamente del sistema geoquímico diagenético (MORAD et al., 1989). Un hecho importante ob­ servado es la presencia constante (fig. 11 C) de feldespatos (incluyendo plagioclasa) muy altera- 1 - 14 R. MARFIL Y D. GOMEZ GAAS das a i 1 ita e 1-E, junto con otros recrecidos y «restaurados». Su coexistencia podría explicar la fuente de los iones K+, de la Si02 y del Al20 3, necesarios para la neoformación del feldespato potásico, por un proceso de disolución-precipita­ ción, como el propuesto por MORAD et al. (1989). El carácter selectivo de la cementación feldes­ pática, sobre los granos menos ilitizados, se de- bería a que, según los diagramas de estabilidad, en el sistema K20-Al2Q3-Si02-H20, discutido por WAR REN ( 1987), la il ita es más estable que el feldespato-K para ambientes más amplios de pH. Un proceso parecido ocurre actualmente en las arcosas del Terciario fluvial de Baja California (WALKER, 1976; WALKER, WAUGH & CRONE, 1978; WAUGH, 1978), donde la hidrólisis y la Figura 11A.-Microfotografía al M. E. B. de una arcosa en ue los feldespatos potásicos presentan un gran idiomorfis­ mo, debido a su crecimiento secundario. En el centro de la fotografía , existe un poro que queda delimitado por las caras rectas del feldespato potásico. Figura 11 B.-Crecimiento secundario de feldespato potásico, en parte reemplazado por baritina (zona superior) y "pore­ filling» de caolinita-dickita (centro) que reemplaza a parte del crecimiento secundario y a un fragmento de roca meta­ mórfica de bajo grado. Nícoles cruzados. Escala : 0,2 mm. Figura 11 C.-Microfotografía al M . E. B. de dos feldespatos potásicos completamente alterados a interestratificados clorita-esmectita. Estos feldespatos coexisten en la misma muestra con otros idiomorfos y recrecidos, tales como los de la figura 11 A. Figura 11 D.-Microfotografía al M. E. B. de moscovita alterándose a caolinita , a través de los espacios interlaminares. 14 RELACIONES ENTRE EL AMBIENTE DE SEDIMENTAClpN Y LOS PROCESOS DIAGENETICOS . 1 - 15 autigénesis de los feldespatos potásicos tienen lugar sucesivamente por encima y por debajo del nivel freático, a muy poca profundidad de ente­ rramiento, considerando que las condiciones de presión y temperatura son las ambientales. Un problema que se plantea y que parece no re­ suelto aún (WAUGH, 1978) sería que al quedar los fluidos intersticiales enriquecidos en Ca+2 , Na+, Si02 y C0/2 , deberían precipitar seguida­ mente cemento de cuarzo y de calcita (WAUGH, 1978). Ahora bien, en ,las arcosas estudiadas no se forma cemento de cuarzo (o es menor del 1 por 10), y sí siderita, calcita, anhidrita, dolo­ mita, etc., reflejando la riqueza en materia or­ gánica y la alta concentración salina y alcalina de las salmueras. Por ello, pensamos que la sílice, debido a la alta alcalinidad y según su compor­ tamiento geoquímico (BLATT et al., 1972), por encima de pH = 9, se concentraría en las aguas intersticrales, en vez de precipitar como cemen­ to, yendo a depositarse en otras áreas de menor alcalinidad. Con respecto a la estabilidad del feldespato po­ tásico y su cemento, NAGTEGAAL (1978) y FOCHTBAUER (1981) encuentran que donde me­ jor se mantienen los detríticos o se neoforman es en soluciones básicas, de alta concentración en álcalis y sílice, tal como en cuencas evapo­ ríticas. Este hecho se confirma en el ambiente de salobre a evaporítico del Muschelkalk Medio de los Catalánides, antes citado, y también estu­ diado por uno de los autores (CASTELLTORT et al., 1987). Además de las cementaciones, estas arcosas muestran otro proceso diagenético importante y generalizado, el reemplazamiento de moscovita por caolinita-dickita y la precipitación de estos minerales de arcilla como «pore-filling» (figs. 11 B y D). El porcentaje de caolinita-dickita varía en­ tre O y 5 por 100 del total y también su presen­ cia está relacionada con hechos interesantes: Los feldespatos neoformados o recrecidos han sido preservados de la caolinitización, pero no ocurre igual con los alterados a ilita e interestra­ tificados 1-E. Según muchos autores (HANCOCK & TAYLOR, 1978; SOMMER, 1978; BJORLYYKE et al., 1979, entre otros), la neoformación de cao­ linita se produce en sistemas abiertos durante períodos de entrada de flujos de aguas meteóri­ cas. Por esto, y por ser el último proceso diage­ nético de la secuencia deducida por nosotros 15 (fig. 12), pensamos que el mismo puede haber tenido lugar en la telodiagénesis. No descarta­ mos otros períodos para la caolinitización, tal vez ligados a una intensa actividad tectónica du­ rante el tránsito, generalmente brusco, de las facies detríticas a las carbonatadas durante el Triásico. En aquellos momentos, la entrada de aguas meteóricas subterráneas, podría haber pro­ vocado el reemplazamiento de moscovita por caolinita, según el modelo propuesto por BJOR­ LYYKE (1981). Este autor refiere la evidencia, cada vez mayor, de entrada de flujos meteóricos en las zonas de plataformas continentales y otras áreas de transición, por debajo de cientos de metros de sedimentos, provocando la caoliniti­ zación diagenética de la moscovita, la mayor pér­ dida de porosidad, en muchas areniscas reser­ vorios de petróleo. Tampoco podemos descartar, para explicar la al­ teración de la moscovita, en etapas mesodiage­ néticas (Madura A), la expulsión de fluidos ricos en W, durante la compactación de las lutitas in­ tercaladas con nuestras arcosas, o la descarbo­ xilación de la materia orgánica, en las mismas lutitas. La generación de C02 acidificaría, a su paso, los fluidos intersticiales de las arcosas más porosas, pudiendo provocar, finalmente, el paso de moscovita a caolinita, así como la diso­ lución de los cementos carbonatados. Las dos posibilidades últimas descritas podrían confir­ marse, haciendo un estudio detallado de la poro­ sidad secundaria de las areniscas que, por el momento, no hemos efectuado. Recientemente, BJORKUM & GJELSVIK (1988) han propuesto un modelo isoquímico para la co­ existencia de cementos de caolinita, feldespato potásico e ilita, indicando que, aunque termodi­ námicamente existe un campo muy pequeño de condiciones de co-precipitación para estos tres minerales, no obstante es frecuente su forma­ ción, como, por ejemplo, en el Jurásico del Mar del Norte. Las condiciones requeridas son: pre­ sencia de moscovita, agua intersticial sobresa­ turada en cuarzo y temperatura inferior a 50º C, ya que a mayor temperatura la caolinita autigéni­ ca y el feldespato potásico reaccionarían para formar ilita (moscovita) y cemento de cuarzo. Estas condiciones podrían ser tenidas en cuenta y nos parecen aceptables para la coexistencia, en el Buntsandstein estudiado, de feldespato po­ tásico autigénico, caolinita-dickita y otros feldes- 1 -16 R. MARFIL Y D. GOMEZ GRAS patos ilitizados, durante la telodiagénesis, con condiciones de presión y temperatura próximas a las superficiales. 1 d) Secuencia de los procesos diagenéticos y relación con el ambiente de sedimentación Con los datos mineralógicos y texturales de los cementos, expuestos en el capítulo precedente, hemos realizado un esquema de la secuencia temporal de los mismos, la cual queda refleja­ da en la figura 12. En el esquema parece existir cierto solapamiento entre algunos cementos que podrían suponerse formados simultáneamente. Esto no es del todo cierto, sino que el ambiente edáfico y diagenético temprano, inmediatamente posterior a la sedimentación de estas areniscas, debieron de ser sumamente complejos y cam­ biantes, de forma que parte de los procesos pa­ recen estar superpuestos. Tampoco cabe duda de que existe una íntima relación entre ellos y su ambiente de sedimentación, como veremos al intentar reconstruir la historia de los proce­ sos. Pensamos que en las zonas de la llanura del- 1 D o ~ z o z D g ~ o " ~ R s ~ 5 o ~ ~ V> ¡;; :i: .. g :o .. EMERSION PROFUNO EN AUMENTO OXIDOS Fe OXIOOS Mn FTO K CALCITA ANHIDRITA SIDERITA OOlDMll.&. BARITINA. CAOLINllA VESO PIRITA ILllA- ESMECTITA CLORITA-ESMECTHA COMPACTACION MEC Figura 12.-Esquema de la secuencia de aparición de la mineralogía autigénica, a lo largo de las distintas etapas diagenéticas. 16 taica se formarían lagunas, en los períodos llu­ viosos, con funcionamiento de los flujos de aguas continentales, con lo cual proliferaría el desarrollo de microorganismos. Asimismo, en las márgenes arcillosas de estas charcas se desarro­ llaría una vegetación (macrofitas acuáticas y "céspedes costeros") que provocaría un siste­ ma dominante de raíces horizontales (MOUNT & COHEN, 1984). Posteriormente, en los períodos de desecación de parte de la superficie enchar­ cada, y como un proceso edáfico (difícilmente separado de la primera etapa diagenética de la materia orgánica de HESSE ( 1986) y otros auto­ res, se forman las rizocreciones, con alto conte­ nido en Fe·2 y Mn•2 , precipitando, además abun­ dantes óxidos de Fe y Mn. También en este pe­ ríodo se depositan los •clay coats» arcillosos, por infiltración de arcilla, lo que por otro lado también indicaría ambientes sedimentarios ca­ racterizados por altas concentraciones de sedi· mentas en suspensión y fluctuaciones en el nivel de las aguas, típicos de depósitos de llanuras del­ taicas (MATLACK et al., 1989). Con la entrada de agua de mar en estas zonas y su posterior dese­ cación, en períodos más áridos, se podrían des­ arrollar los cocos de cianobacterias, así como producirse, sobre el sedimento arcósico expues­ to a esta mayor aridez, el barniz biogénico, ya comentado. Se formaría cemento yesífero y al­ gún nódulo de anhidrita que pueden tener, in­ cluso, núcleo de baritina. En esta etapa, o inme­ diatamente después, tiene lugar, como reacción ~orgánica y puede que con ayuda de la fase orgánica, la autigénesis del feldespato potásico, como cemento. En la etapa diagenética siguiente, ya bajo ente­ rramiento somero y favorecida por la gran rique­ za bacteriana, al menos localmente, en la zona de reducción de nitratos (HESSE, 1986, y basado en datos de FRÓELICH et al., 1979) de la oxida­ ción de la materia orgánica, comienza la reduc­ ción del Mn. La reducción del Fe ocurre poste­ riormente, a algo más de profundidad, y a veces se solapa con la zona de reducción de sulfatos, cuando el Eh ha sido rebajado ulteriormente. La reducción de Fe y Mn consume iones H, con lo que el pH se incrementa, siendo un prerrequisi­ to para la precipitación de carbonatos diagené­ ticos tempranos en las concreciones. Estas pue­ den formarse a partir de glomérulos, a favor de niveles más ricos en materia orgánica, en vía de descomposición microbiana. En nuestro caso, las RELACIONES ENTRE EL AMBIENTE DE SEDIMENTACl,ON Y LOS PROCESOS DIAGENETICOS ... 1 - 17 concreciones formadas son de siderita y otros carbonatos más complejos de Fe y Mn. Su cre­ cimiento no es desplazativo, como en el caso de los nódulos de anhidrita, sino que engloba, al ser en inicio una sustancia "'pegajosa» mucilaginosa, a parte del sedimento encajante. Según CURTIS & COLEMAN (1986), en los sedi­ mentos de agua dulce, como puede ocurrir tem­ poralmente en el ambiente deltaico del Bunt­ sandstein estudiado, el so4- es escaso, y, en ge­ neral, todos los solutos son escasos, con lo que el mayor control sobre las modificaciones diage­ néticas tempranas son los iones procedentes de la alteración o degradación de los constituyen­ tes detríticos (K•, Fe·ª. Mn·4 , etc.). El Fe hidrata­ do es reducido, elevándose la concentración de Fe·2 , Fe/Ca y la alcalinidad. De este modo, en ausencia de sulfatos, la principal vía de degra· dación orgánica es la metanogénesis microbia­ na. Por 'ello, los carbonatos tempranos son de siderita ricos en Mn. Cabe destacar que el papel de hongos y bacterias es aún poco conocido en la precipitación de carbonatos diagenéticos, pa­ reciendo ser importantes en estos procesos (AN­ DREWS, 1986; JONES & KAHLE, 1986), por lo que se deberían de tener en cuenta, sobre todo en cementos vadosos de areniscas de ambientes de transición, en climas áridos. Por lo que se refiere a la mesodiagénesis, hemos podido constatar, por las relaciones texturales entre los granos, y de éstos con los cementos, que la diagénesis de enterramiento ha afectado muy poco a las arcosas, debido al cierre tempra­ no de la porosidad primaria. Los procesos que según los modelos diagenéticos de NAGTEGAAL (1980) han contribuido a la pérdida de la mayor parte de; la capacidad de reservorio de estas areniscas, han sido: a) cementación superficial (upedocementS», uduricrustS» y uphreatic water cements»), y b) cementación temprana, cuando la compactación mecánica aún no se había llevado a cabo. Esta segunda tendría lugar en los prime­ ros cientos de metros de enterramiento y se relacionaría con la formación de las concrecio­ nes sideríticas, así como de los cementos de an­ hidrita, dolomita y baritina. CONCLUSIONES Por los datos de que se dispone, cabe una doble interpretación genética para los sedimentos del 17 Buntsandstein del Umbral de Ateca: O bien se depositaron en un medio de transición, en áreas intra y supramareales, dentro de un sistema del­ taico dominado por procesos de •crevassing»; o con menor probabilidad, corresponderían a se­ dimentos lacustres (lagunas costeras). bajo cli­ ma árido a semiárido, donde la sedimentación se realizaría a partir de flujos gravitatorios de ele­ vada densidad. Todos los datos obtenidos, tanto los sedimento­ lógicos de campo como los de composición y diagénesis, indican que las series estudiadas se­ rían las equivalentes laterales del Muschelkalk, Inferior y Medio, de la Cordillera Ibérica, en su extremo oriental, y de los Catalánides. Petrológicamente, las areniscas estudiadas son arcosas y subarcosas procedentes de gneises del Macizo Hespérico, al igual que las del Bunt­ sandstein de áreas próximas. Como única dife­ rencia existiría una menor influencia de áreas fuentes de tipo metamórfico de bajo grado. La riqueza en feldespato potásico frente a pla­ gioclasa la hemos relacionado con climas áridos, áreas fuentes cratónicas y ambiente de sedimen­ tación deltáica, si bien existe una pequeña remo­ vilización diagenética de la plagioclasa, siendo ésta reemplazada por feldespato potásico. Los procesos diagenéticos que han afectado a las arcosas están en gran parte relacionados con procesos microbiológicos, lo que ha producido un gran espectro de texturas y mineralogías de cementos típicos del ambiente vadoso, hasta aho­ ra poco conocidos en areniscas. Destaca la pre­ sencia de cementos muy tempranos de calcita y siderita con elevado contenido en Mn, que han impedido la compactación mecánica. Asimismo, es característica la presencia de arcilla infiltra­ da por bioturbación, siendo este proceso uno de los responsables del alto contenido en Mn. El Fe, a su vez, provendría de la alteración de las biotitas y otros minerales ferromagnesianos en las lutitas adyacentes y sería introducido por el agua fluvial, enriquecida en materia orgánica. Otro cemento importante es el de feldespato po­ tásico, que al coexistir con feldespatos alterados a ilita e interestratificados ilita-esmectita y clo­ rita-esmectita, sin señales de crecimiento auti­ génico, explicaría la fuente Si02, A'20a y K• ne­ cesarios para neoformar el feldespato potásico, por un proceso de disolución-precipitación. 2 1 -18 R. MARFIL Y D. GOMEZ GRAS Mineralizadas en siderita y calcita ferrosa, ricas ambas en Mn, existen unas concreciones de tipo microgeodas, resultado de la actividad de hon­ gos y bacterias, relacionadas con la etapa de re­ ducción de nitratos y sulfatos, bajo un enterra­ miento somero. Las concreciones que engloban a los granos de­ tríticos de las arcosas también son ricas en Ba, Zn, Ni y Cu, lo que confirma su génesis micro­ biana, previamente supuesta por la morfología y relictos de hongos y bacterias en los carbo­ natos. Los primeros cementos carbonatados de las concreciones tienen una alta relación Mn/Fe y Fe/Mg, mientras que los más tardíos y pro­ fundos pierden Mn y ganan Mg. Como procesos telodiagenéticos, existen cemen­ tos de calcita y caolinita, así como reemplaza­ mientos de moscovita por caolinita, debidos to­ dos ellos a la entrada de aguas meteóricas en los períodos de emersión y exumación de estas arcosas. La secuencia de cementos encontrada no se pa­ rece a la citada en la bibliografía para el Bunt­ sandstein de áreas próximas, ni a la de otras secuencias triásicas fluviales, ni de medios de transición deltaicos de la biblio(:lrafía, pero sí es bastante similar a la citada por CASTELLTORT et al. (1987), para ambientes de salobres a sabhkas costeras del Muschelkalk Medio de los Catalánides. Este hecho apoya la idea que por datos sedimentológicos de campo se había de­ ducido, respecto a su equivalencia lateral con el M-2. Cabe también señalar que la secuencia de cementos, así como la complejidad de mineralo­ gía y de texturas encontradas, reflejan el micro­ ambiente muy cambiante, existente en las prime­ ras etapas diagenéticas, relacionado a su vez con un clima con períodos de gran aridez que favore­ cería las reacciones controladas por la alta sa- 1 inidad y por microorganismos típicos de este ambiente. AGRADECIMIENTOS Queremos agradecer al Dr. D. Juan Rosell, del Departamento de Geología de la Universidad Au­ tónoma de Barcelona, la ayuda prestada en la realización de este trabajo, tanto en los aspectos de campo como en la lectura crítica del manus- 18 crito. Al Dr. Gómez de Salazar, del Departamen­ to de Metalurgia de la Facultad de Química de la U. C. M., y a la Sra. Dña. María Estrella Tortosa, de la E. T. S. l. A., Universidad Politécnica de Madrid, gracias por las horas dedicadas con el microscopio electrónico de barrido. Al Dr. D. Ramón Más, del Departamento de Es­ tratigrafía de la Facultad de Geología de Ma­ drid, quiero agradecer la ayuda prestada en la iniciación a uno de nosotros (R. M.) en el campo de la catodoluminiscencia. A la Dra. Isabel Zamarreño, del Instituto Jaime Almera, del C. S. l. C. de Barcelona, agradece­ mos las sugerencias realizadas para la interpre­ tación de las concreciones sideríticas. Gracias también a los Sres. Eduardo Alegre y Francisco Luna, por su ayuda en la mecanografía del texto. BIBLIOGRAFIA ANDREWS, J. S. (1986): Microfacies and geochemistry of Midd/e Jurassic alga/ limestones from Scot/and. Sedimen­ tology, 33, 499-520. ARRIBAS, J.; MARFIL, R. & DE LA PEÑA, J. A. (1985): Provenance of Triassic fe/dspathic sandstones in the lb& rían Range (Spain): Significance of quartz types. Jour. Sed. Petrology, 55, 864-868. 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