Evolución del estilo aluvial en el Triásico de Alcaraz (Albacete)

Abstract

Las capas rojas del Triásico medio y superior del borde sureste de la Meseta Ibérica (Fig. 1) están formadas por sedimentos fluviales y costeros cuyas asociaciones de facies y arquitectura evolucionan verticalmente como respuesta a la interrelación entre el aporte sedimentario y las variaciones del nivel del mar. En la sucesión estratigráfica (Fig. 2) se distinguen cuatro tramos: 1) Arcillas con intercalaciones de cuerpos lenticulares de arenisca y niveles carbonatados (Fig. 3). Las areniscas representan rellenos de canales meandriformes (Fíg. 4, Lám. 1-1,2,3 y Lám. 11-1) con rasgos locales asimilables a rellenos de canales trenzados. Los sedimentos finos son depósitos de llanura de inundación con intercalaciones de capas arenosas formadas por apilamientos de lóbulos de crevasse splay (Fig. 4, Lám. 11-1,2), capas laminadas correspondientes a sheet flood y carbonatos lacustres (Lám. 11-3) y edáficos (Lám. 11-4). 2) Banco tabular (sheet sarzdstone) (Pig. 5) atribuido a depósitos fluviales proximales de tipo trenzado, con estratificación cruzada tabular y en surco (Lám. 1V-4), zonas deprimidas donde se depositaban alternancias de capas de arena masiva y con laminación ondulada (Láms. 111-2, IV-1) y grandes barras a cuyas colas se asocian unidades sigmoidales de gran escala (Fig. 6, Lám. 111-2-3). 3) Lutitas con niveles de limolita y algunos nódulos de yeso. Hacia la base aparecen dos bancos tabulares de arenisca (Lám. IV-2,3). Se trata, en conjunto, de una sucesión fluvial distal asociada a una llanura costera. 4) Lutitas con yesos laminados y bandeados (Lám. IV-5) y nodulares (Lám. IV-6) correspondientes a sedimentos costeros de sabkha y, a techo, dolomías que culminan la transgresión del Triásico superior. La sucesión es similar a las de otros puntos del borde sur de la Meseta y muestra, como ellas, el cambio de carácter y estilo fluvial en el tiempo (Fig. 7). Los sistemas no son confinados pero un gran peleorrelieve central condicionó parcialmente las direcciones del drenaje, junto, probablemente, con cierta subsidencia diferencial a escala local. Las direcciones del sistema representado por el tramo 1 se asocian bien a procedencias del norte del paleorrelieve, mientras que las de los tramos 2 y 3 encajan mejor con una procedencia longitudinal a lo largo de las líneas de máxima subsidencia del sur del paleorrelieve central (Fig. 8). El control mayor del depósito es la evolución vertical del nivel de base, es decir> el nivel del mar. El comienzo del depósito se relaciona con una fuerte subida del nivel del mar (¿transgresión?) a finales del Triásico medio y, a partir de entonces, la tendencia es a la reducción progresiva de la velocidad de ascenso, con depósito de los materiales fluviales distales del tramo 1 cuyos niveles de edafización son cada vez más abundantes hacia el techo, donde se ha situado una ruptura sedimentaria. Sobre esta magasecuencia de carácter retractivo (¿regresivo?) se desarrolla otra que comprende los tramos 2, 3, 4 y las dolomías suprayacentes, depositada con nivel del mar en ascenso cada vez más rápido. Al principio de la megasecuencia, la detención (o casi) del ascenso provocó un apilamiento de sedimento (tramo 2) con regresión generalizada sin erosión, pero la sucesión revela enseguida el carácter expansivo (transgresivo) de la cuenta (Fig. 7). Estas dos megasecuencias con carácter de unidades tectosedimentarias (UTS) son comparables con las establecidas en la Cordillera Ibérica y Catalánides y pueden extenderse, en primera instancia (Figura 9), al conjunto de los materiales triásicos de las Cordilleras Béticas.

The Triassic red beds along the southeastern adge of the Iberian Meseta (Fig. 1) consist of fluviatile and coastal siliciciastie sediments. Their character and depositional architecture change along with time in response to the dynamic inter-relation between the supply of sediment and the changes of sea level. Four informal members have been distinguished in the stratígraphic succession (Fig. 2): 1) Red mudstones with sand ribbons (Fig. 3). ‘[he sand ribbons are deposits of meandering channeis (Fig. 4, Lam 1-1, 2, 3; Lam 11-1)

with sorne minor braided features. Fine sediments correspond to mud- dy flood plain deposits ~vith interlayered sandy laterally-piled crevasse

splay lobes (Fig. 4, Lam 11-1, 2), parallel-laminated sheet flood sand- stone and lacustrine (Lam 11-3) and pedogenic (Lam 11-4) carbonates.

2) Sheet sandstone (Fig. 5) interpreted as proximal fluviatile brai- ded deposits with planar and trough (Lam IV-2) cross bedding. Local

low-lying areas characterized by alternances of massive and wavy- laminated sandstone (Lam 111-2, 1V-U and giant bars with associated

large-seale units of sigmoidal cross bedding (Fig. 6, Lám. 111-2, 3) occur. 3) Red mudstone with silt layers and scattered gypsum nodules. Towards the base, there are two thicker layers of sandstone (Lam. IV-2, 3). They correspond to distal fluviatile meandering deposits in a coastal plain.

4) Red mudstone with laminated (Lam IV-5> and nodular (Lam IV- 6) layers of gypsum that correspond to arid sabkha coastal deposits

pasing upwards into shallow marine dolostones, materializing the Late Triassic transgression. The described stratigraphic succession is comparable to those of many other outcrops along the southeastern edge of the Iberian Meseta and, like them, it displays the change of character and fluvial style along time (Fig. 7).

Ihe fluviatile systems were unconfined but the drainage was par- tially controlled by a central Paleozoic paleorelief and sorne local

subsidence. Paleocurrents in the lower meandering system (member 1) show a provenance from the areas placed to the north of the paleorelief, xvhereas those of members 2 and 3 adapt better to a longitudinal

system flowing along tbe subsident areas placed along the southeas- tern flank of the relief (Fig. 8).

Ihe major control of the facies distribution and fluvial architecture

was tbe evolution of the base level viz. the sea level changes. Sedi- mentation started in relation with a major rise of sea level (transgres- sion ?) by the end of Middle Triassic and, since then, there is a

marked tendence to a slo’iving dotvn of the rate of rise. Ihe distal fluviatile deposits of member 1, with inereasingly lower rates of vertical aceretion, were laid down during this retractive (offlapping, 175

regressive ?) megasequence. A second megasequence includes members 2, 3, 4 and the overlying dolostones: sedimentation took place wíth rísíng sea level, but the rate of elevation increased with time. Af first, the stable (or almost stable) sea level provoked a rapid piling-up of proximal sediments (member 2) íhat forced the sea to retreat without erosion. Later on, the succession reveals the transgressive (onlapping) character of the basin (Fig. 7). These two megasequences, considered as tectosedimentary units

(TSU), are comparable to those of the Iberian Range and the Catala- nides and they are extended, in a first trial (Hg. 9) to the bulk of the

Triassic rocks of the Betie Cordillera.