Sedimentación sintectónica de la Formación El Castellar (Cretácico Inferior) en la Subcuenca de Galve (Cuenca Ibérica) A.R. Soria1, C.L. Liesa1, A. Meléndez1 y N. Meléndez2 1 Departamento de Ciencias de la Tierra. Facultad de Ciencias. Universidad de Zaragoza. 50009 Zaragoza, anasoria@posta.unizar.es. 2 Departamento de Estratigrafía. Facultad de Ciencias Geológicas. Universidad Complutense. 28040 Madrid. ABSTRACT The sedimentary record o f El Castellar Fm. in the Calve subbasin has been divided into two stages according to the presence o f a mudstone and gypsum interval. This interval represents a paleogeographic and structural significative change. The geometry and facies distribution were controlled by extensional faults. However, the first stage shows a great variety o f subenvironments and facies, while the second stage is characterized by an extensive hard water lake. These evidences has been interpreted as the result o f the independent movement o f the faults during the first stage and the movement o f the whole extensional faults on a sole detachment during the second stage. Key words: syntectonic sedimentation, Early Cretaceous, listric normal fault system, transfer fault, Iberian Basin INTRODUCCIÓN La sedimentación mesozoica en la Cuenca Ibérica es­ tuvo ligada a una tectónica extensional intraplaca que fa­ voreció la formación de bloques con subsidencia diferen­ cial, accionados por fallas de tipo lístrico. Estos mecanis­ mos, en ocasiones relacionados con antiguas lineaciones de zócalo (fallas tardihercínicas NW-SE y NE-SW), con­ dicionan un sistema de grabens y semigrabens (Salas 1983, 1987; Soria, 1997) que determinan la individuali­ zación de cuencas sedimentarias en el margen orienta! de Iberia durante el Cretácico Inferior (Fig. 1). La forma­ ción de estas cuencas cretácicas estuvo claramente ligada a la etapa de rifting Jurásico Superior-Cretácico Inferior de la Cuenca del Maestrazgo y relacionada con el inicio de la apertura del Atlántico central (Salas y Casas, 1993). El registro sedimentario en las distintas cuencas está cla­ ramente condicionado por esta actividad tectónica exten­ siva. Este control se hace especialmente patente durante el Cretácico Inferior, momento en que distintos medios de sedimentación, así como su evolución, reflejan la im­ portancia relativa de las diferentes estructuras tectónicas activas. En este trabajo, se relacionan la actividad tectónica extensiva y el registro sedimentario correlativo a partir del análisis estratigráfico, sedimentológico y tectónico, de la primera unidad cretácica (Fm. El Castellar, Hauteri- viense superior-Barremiense basal) que rellena una de estas cuencas, la subcuenca de Galve. Esta cuenca de se­ dimentación tiene actualmente una extensión aproxima­ da de 600 km2. MARCO GEOLÓGICO La subcuenca cretácica de Galve se sitúa en el sector central de la Cordillera Ibérica (provincia de Teruel), don­ de la estructura terciaria muestra la superposición de dos directrices tectónicas subperpendiculares (Guimerá, 1988; Simón et al., 1998) (Fig. 2a). Por un lado existen algunos grandes pliegues de dirección próxima a N-S, entre los que destacan los anticlinales apretados de Aguilar de Al- fambra y Miravete y los sinclinales laxos de Camarillas y Galve. Por otro, un gran número de pliegues E-O, que se concentran especialmente en una banda situada al sur de Aliaga. Paralelo a estos últimos existen algunos cabalgamien­ tos, el principal de los cuales, el Cabalgamiento de Coba- tillas, discurre al sur de esta localidad. La Fm. El Caste­ llar aflora principalmente al sur del mencionado cabalga­ miento, en los flancos de los grandes pliegues N-S. Guimerá y Salas (1996), Soria (1997) y Simón et al. (1998) han puesto de manifiesto que parte de estos plie­ gues y cabalgamientos se formaron con la reactivación, con componente inversa, de fallas normales cretácicas. Soria (1997) y Soria et al. (1998) muestran asimismo que la potencia de los depósitos continentales del Cretácico Inferior de la subcuenca de Galve está controlada esen­ cialmente por la subsidencia tectónica asociada a la ac­ tuación de dos familias principales de fallas orientadas NNO-SSE (fallas de Alpeñés, Ababuj, Cañada Vellida y Miravete) y ENE-OSO (fallas de Campos, Santa Bárbara, Aliaga, Camarillas y Remenderuelas) respectivamente (Fig. 3). Algunas de ellas constituyeron los límites de la Geotemas 3(2), 2001 mailto:anasoria@posta.unizar.es 258 A.R. SORIA. C.L. LIESA, A. MELÉNDEZ Y N. MELENDEZ El P e r e l l o D O M I N I O D E L m a e s tr a zg o : >c. P e n g y a q o l o ^ 1° I >%. ''n(> I D O M I N I O \ / / / éI B É R I C O C E N T R A L \ ^ a O I ¡ e t £ \ c Mo f / Mon * T 'x L s L los !- - - - - - S c . M o r e l i a /-— - i — * ■>■ Z Turnici I Principales áreas subsidentes del Crei. Inferior CASTELLÓN ' - D O M I N I O I B E R I C O s u r o c c i d e n j a L ^ . ; . / - ; 5 0 k m V a l e n c i a M A R M E D I T E R R Á N E O 0° J______________ F i g u r a 1 : M a p a m o s tr a n d o la s c u e n c a s s e d im e n ta r ia s d e l m a rg en o r ie n ­ ta l d e I b e r ia d u r a n te e l C r e tá c ic o I n fe r io r ( C : C u e n c a ; S e : S u b c u e n c a ; F: F a lla ) . L a s l ín e a s 1 , 2 , 3 y 4 l im ita n la s á r e a s d e e x te n s ió n m ín im a d e la s e d im e n ta c ió n d e l C r e tá c ic o I n fe r io r p a r a e l B e r r ia s ie n s e -V a la n - g in ie n s e (1 ) , H a u te r iv ie n s e -B a r r e m ie n s e (2 ) , A p t ie n s e (3 ) y A lb ie n s e (4 ) . L a s l ín e a s o b l ic u a s (5 ) r e p r e s e n ta n á r e a s d e no d e p ó s i to d u r a n te e l C r e tá c ic o In fe r io r . L a f l e c h a (6 ) in d ic a la s t r a n s g r e s io n e s m a r in a s . A : A l ia g a , A l: A lb a r r a c ín , C : C a la n d a , M : M o ra d e R u b ie lo s , M o : M o lin a d e A ra g ó n , M o n : M o n ta lb á n , M o r : M o r e lla , T: T o r to sa , V: V in aroz. subcuenca de Galve (Soria, 1997): la falla de Campos por el Norte, por el noroeste la falla de Cañada Vellida, por el este la de Miravete y las fallas de Alpeñés y Ababuj por el oeste. En general, las dos familias de fallas sinsedimentarias cretácicas afectan al zócalo, a tenor de la potencia de se­ dimentos sintectónicos relacionados con ellas (Guimerá y Salas, 1996; Soria, 1997; Soria et al., 1998), pero pre­ sentan algunas características geométricas que las hacen diferentes (Soria, 1997; Soria et a i, 1998): las fallas ENE tienen una acusada geometría 1 ístrica, y producen una notoria estructuración en semigraben, hundiendo gene­ ralmente el bloque sur y basculando hacia el norte las se­ ries prerift y sinrift. Las fallas NNO-SSE tienen altos bu­ zamientos y no se observa una geometría lístrica para las mismas, presentando hundido indistintamente el bloque este (fallas de Alpeñés y Ababuj) o el oeste (fallas de Miravete y Cañada Vellida). Estas fallas representan reac­ tivaciones de fallas de zócalo. EL REGISTRO SEDIMENTARIO DE LA FORMA­ CIÓN EL CASTELLAR La Fm. El Castellar (definida por Salas, 1987) está ca­ racterizada en la subcuenca de Galve por lutitas violá­ ceas, ocres o rojas, que intercalan canales arenosos de naturaleza silícea de grano medio a grueso en cuerpos de potencia decimétrica a métrica, y niveles tabulares de are­ niscas de grano fino de potencia centimétrica a decimé­ trica. Estos niveles muestran ocasionalmente laminación paralela y estratificación cruzada en surco. Hacia techo de la unidad se pasa a una alternancia de calizas y margas grises con abundantes carofitas y gasterópodos, siendo muy frecuentes los niveles de bioturbación por raíces. Sin embargo, los estudios detallados realizados en los afloramientos de la Fm. El Castellar a lo largo del anticli­ nal de Miravete han permitido observar algunas variacio­ nes litológicas y otras peculiaridades que se reflejan en el panel de correlación de la figura 2b. Una de las caracte­ rísticas más importantes, es la existencia de un nivel de lutitas rojas con yesos que constituyen un buen nivel guía dentro de la unidad. Este nivel de referencia ha permitido dividir el registro sedimentario de esta formación en dos estadios (Fig. 2b). El primer estadio de la unidad es muy heterogéneo desde el punto de vista litològico y está caracterizado por lutitas ocres y rojas que intercalan niveles tabulares y len­ ticulares de potencia decimétrica-métrica de areniscas de grano medio a fino. Este conjunto intercala localmente (perfil 3; camino de Miravete, Fig. 2b) un paquete de con­ glomerados ocres, rojos y grises, de 30 m de potencia, textura variable y escasa continuidad lateral, que no ex­ cede los 100 m. Los cantos, de naturaleza calcárea, pro­ vienen del Jurásico, y varían de angulosos a subredon­ deados, mostrando gran heterometría, con diámetros que oscilan desde milimétricos hasta métricos. La matriz es calcárea y arcillosa. En los perfiles de Miravete, Santa Bárbara y puerto de Camarillas, el techo de este estadio está caracterizado por la alternancia de margas y lutitas ocres y grises, masivas y bioturbadas y calizas bioclásti- cas grises (wackestone-packstone), con abundantes caro­ fitas, ostrácodos, bivalvos e intraclastos. A techo de estos cuerpos son muy frecuentes las señales de emersión, las superficies ferruginosas y la nodulización debido a la bio­ turbación por raíces. El segundo estadio se inicia en todo este sector con el nivel de lutitas rojas con yesos y continúa con una alter­ nancia de margas y calizas. Las margas, grises y masivas, contienen carofitas y con mucha frecuencia bioturbación de hábito vertical por raíces. Las calizas grises y bioclás- ticas (wackestone-packstone), se disponen en cuerpos ta­ bulares de potencia decimétrica y contienen abundantes carofitas, ostrácodos, bivalvos y gasterópodos, y ocasio­ nalmente intraclastos y restos vegetales. En muchos ni­ veles son frecuentes las grietas de desecación, brechifi- cación por emersión y nodulización y bioturbación por raíces. Algunos bancos presentan estratificación cruzada y niveles de ripples. LAS ESTRUCTURAS EXTENSIVAS Y EL REGIS­ TRO SEDIMENTARIO Soria (1997) pone de manifiesto que el área de depó­ sito de la Fm. El Castellar está estrechamente controlada por las grandes estructuras que limitan la subcuenca de Galve, suponiendo las fallas de borde (fallas de Mirave­ te, Campos, Cañada-Vellida y Alpeñés-Ababuj) verdade­ ros límites de sedimentación (Fig. 3). Efectivamente esta subcuenca delimita, en este momento, el margen de sedi­ mentación occidental de la Cuenca del Maestrazgo. Estas estructuras o fallas de borde marcan asimismo sus rasgos estructurales principales. De este modo el modelo de fun­ cionamiento planteado por Soria (1997) y Soria et al. ( 1998), en el que las fallas subverticales NNO actúan como fallas transversas o de transferencia del sistema de fallas lístricas neoformadas ENE, sigue siendo válido. Las fa­ llas lístricas ENE, que se sitúan internamente en la sub- Geotemas 3(2), 2001 SEDIMENTACIÓN SINTECTÓNICA DE LA FORMACIÓN EL CASTELLAR (CRETÁCICO INFERIOR) EN LA SUBCUENCA... 259 180- 150- 100- 50- Nivel de caliza Nivel de arenisca Caliza con ripples Caliza con estratif. cruzada Conglomerado Marga Arcilla Caliza Arenisca ^ — i Yeso 0 m B Estadio 2 DATUM Estadio 1 | Terciario y Cuaternario - r Cabalgamiento □ Cretácico inferior Anticlinal (Hauteriv.-Barrem.) i binclinal I I Mesozoico _ Falla I___I inditerenciado 5 Km F i g u r a 2 : A .- M a p a g e o ló g ic o s im p l i f ic a d o en e l q u e s e id e n tif ic a n la s p r in c ip a le s e s tr u c tu r a s t e c tó n ic a s d e la m i ta d s e p te n tr io n a l d e la s u b c u e n c a d e C a lv e , y la s i tu a c ió n d e lo s p e r f i l e s r e a l iz a d o s . B .- P a n e l d e c o r r e la c ió n en e l q u e s e o b s e r v a la d iv is ió n d e la Fin. E l C a s te l la r en d o s e s ta d io s . P e r f i le s : S ta . B á r b a r a ; 2 . - P u e r to d e C a m a r i l la s ; 3 .- C a m in o d e M ir a v e te y 4 .- M ir a v e te . cuenca (por ejemplo, fallas de Camarillas y Remenderue- las, Fig. 3), producen la compartimentación del área de depósito y tienen asociadas variaciones significativas en la potencia de la Fm. El Castellar. El hecho de que gran parte de estas fallas hundan el bloque sur, confiere un basculamiento general al NNO de las secuencias prerift y sinrift, y la típica geometría en abanico abierto en el mis­ mo sentido de la secuencia sinrift. A lo largo del eje Alia- ga-Miravete, existen buenos ejemplos de cambios de po­ tencia de la Fm. El Castellar en relación con fallas de muy diferente escala. En algunas de ellas, como en la falla de Camarillas, el levantamiento relativo del bloque inferior ha dado lugar a exposición y erosión local de la serie pre­ rift (ver Fig. 3). El movimiento de las fallas principales, y de aquellas que compartimentan la subcuenca, ha controlado las fa­ cies y los medios sedimentarios de la Fm. El Castellar, además de aspectos geométricos del relleno sedimentario (variaciones de potencia y control de las áreas de sedi­ mentación y de no depósito y erosión). Dado que en este sector el área fuente es esencialmente calcárea, el nivel de lutitas y yesos utilizado para dividir en dos estadios el registro sedimentario de esta unidad ha de ser explicado como el resultado de aportes de aguas subterráneas sulfa­ tadas a favor de la discontinuidad que suponen dichas fa­ llas (Soria, 1997). Esto viene apoyado por el hecho de que este nivel de lutitas y yesos aparece en las proximi­ dades de las fallas de Miravete y de Aliaga. Por otra parte, este nivel de yesos supone un momento en el que la configuración de la subcuenca sufre un pro­ fundo cambio desde un estadio 1 con gran heterogenei­ dad y variabilidad espacial de facies y medios sedimenta­ rios (aluviales, palustres, lacustres...) hasta un estadio 2 en el que las facies se homogeneizan, implantándose un lago carbonatado que abarca gran parte de la subcuenca. Explicar la aparición y posición estratigráfica del nivel de yesos y lo que ello supone no es una tarea fácil. Proba­ blemente el cambio que supone la unión de todas las fa­ llas en profundidad para pasar de un comportamiento in­ dividual de ellas a un movimiento más o menos general de todo el sistema de semigrabens, explicaría la homoge- neización en la subcuenca. En este sentido, el movimien­ to del sistema de semigrabens una vez unido en un nivel de despegue basal, que se hace más profundo hacia el su­ reste (Soria, 1997; Soria et al., 1998), y restringido late­ ralmente por las fallas de transferencia NNO-SSE, sería responsable del hundimiento generalizado de la cuenca y de la implantación de extensos lagos carbonatados. Ade­ más, la relación entre el salto de las fallas y la profundi­ dad a la que se encontraban los materiales fuente de los í Geotemas 3(2), 2001 2 6 0 A.R. SORIA, C.L. LIESA, A. MELÉNDEZ Y N. MELÉNDEZ Figura 3: E sq u e m a p a le o g e o g r á f i c o s im p l i f ic a d o p a r a e l p r im e r e s t a ­ d io d e la Fm . E l C a s te lla r , en d o n d e s e m u e s tra n la s p r in c ip a le s e s ­ tr u c tu r a s te c tó n ic a s q u e h an a c tu a d o d u r a n te e l d e p ó s i to d e e s ta u n i­ d a d . sulfatos (facies Keuper) puede explicar la aparición de éstos en las proximidades de las fallas de Aliaga y Mira- vete, pues allí, la potencia de la serie jurásica es más re­ ducida (aproximadamente unos 300 m) que en los secto­ res más occidentales de la subcuenca. La actividad de las fallas también se reconoce a una escala menor en el registro sedimentario. En el primer estadio las facies palustres y lacustres (Fig. 2b) están ubi­ cadas en los bloques hundidos de las fallas principales. En las series lacustres de ambos estadios el tipo de se­ cuencias (secuencias de somerización) y su potencia (ma­ yor cuanto más próxima a la falla) están controladas tam­ bién por la actividad de estas fallas. Otro ejemplo que muestra el claro control que ejercen las fallas sinsedimen­ tarias en los depósitos se encuentra al sur de Aliaga (per­ fil 3, Fig. 2b). Aquí, asociados a una falla hectométrica N-S a NNO-SSE y bloque E hundido, se han reconocido unos depósitos conglomeráticos de cantos calcáreos que proceden del Jurásico. El análisis de afloramiento mues­ tra marcadas variaciones laterales en la angulosidad, ta­ maño y heterometría de los cantos desde las proximida­ des de la falla (que los pone en contacto con materiales del Dogger) hasta escasas decenas de metros, donde los conglomerados (menos potentes y con cantos de menor tamaño) aparecen interdigitados con facies aluviales dis­ tales. Estas últimas son similares a las reconocidas en el resto de la cuenca. Estas observaciones evidencian la ac­ tividad sinsedimentaria de la falla y la existencia de apor­ tes puntuales de materiales de procedencia local en forma de facies proximales de abanicos aluviales de baja efica­ cia de transporte (Fig. 3). CONCLUSIONES El registro sedimentario de la Fm. El Castellar en la sub­ cuenca de Galve se ha dividido en dos estadios atendiendo a un nivel guía de lutitas y yesos que marca un cambio paleo­ geográfico y estructural significativo en la subcuenca. Así, aunque en ambos estadios el control que ejercen las fallas extensionales en la geometría y en la distribución de tacies es importante, en el primero las facies muestran una gran heterogeneidad, tanto en la variedad de subambientes como en la distribución de éstos, mientras en el segundo hay una implantación generalizada de un sistema lacustre y una ho- mogeneización de los subambientes sedimentarios en gran parte de la cuenca. Este hecho parece estar en relación con una actuación independiente de las fallas en el primer estadio mientras en el segundo, y probablemente relacionado con la unión en un único nivel de despegue de todo el sistema de fallas, el conjunto del sistema de fallas funciona hundiendo toda el área de sedimentación. Esto es debido a la profundi- zación hacia el sureste del nivel de despegue basai del siste­ ma de fallas. AGRADECIMIENTOS Este trabajo ha sido financido por el proyecto PB98- 1260-C02-02 (DGES). REFERENCIAS Guimerà, J. (1988): Estudi estructural de l'enllag entre la Serralada Ibérica i la Serralada Costanera Cata­ lana. Tesis doctoral, Univ. de Barcelona, 600 p. Guimerà, J. y Salas, R. (1996): Inversión terciaria de la falla normal mesozoica que limitaba la subcuenca de Galve. Geogaceta, 20 (7): 1701-1703. Salas, R. (1983): Las secuencias deposicionales del trán­ sito Jurásico-Cretácico en la zona de enlace Cataláni- des-Ibérica. En: X Congreso Nacional de Sedimento- logia. 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