Resumen
Se ha establecido la estratigrafía detallada de un nivel condensado pelágico de 25 cm. de espesor, constituido esencialmente por micrita con foraminíferos planctónicos y estromatolitos pelágicos. Está delimitado, en su muro por una discontinuidad de edad intravalangniense, y en su techo por una paraconformidad de edad Coniaciense superior o Santoniense basal. Lateralmente, en áreas donde no existe el nivel condensado, las dos discontinuidades citadas pueden encontrarse yuxtapuestas. El nivel condensado estudiado es el único registro existente del intervalo Valanginiense superior - Santoniense basal en buena parte de la Sierra de Estepa (Subbético Externo). En su formación se pueden distinguir tres fases bien diferenciadas:
1) Crecimiento de estromatolitos pelágicos, con distintas morfologías, probablemente en relación con la actividad vital de bacterias y una tasa de sedimentación muy baja o nula; esta fase se desarrolló probablemente durante el Aptiense superior Cenomaniense medio.
2) Episodio de erosión, exposición submarina, glauconitización y emersión con cementación vadosa, desarrollada durante el Cenomaniense medio.
3) Nueva fase de sedimentación muy reducida dominada por micritas pelágicas, desarrollada durante el Cenomaniense medio - Satoniense basal.
Las dos etapas de depósito durante las que se configuró el nivel condensado pueden corresponder a sendas secuencias (o supersecuencias) deposicionales, separadas por una discontinuidad de edad Cenomaniense medio. En un contexto paleogeográfico de umbral pelágico, sometido a unas condiciones oceanográficas particulares, en las que destacaría una intensa actividad de corrientes submarinas que barrían el fondo del umbral, la secuencia condensada no sería ya una parte del registro de una secuencia deposicional sino toda la representación existente de la misma.
1. Introducción
Los estromatolitos pelágicos, a menudo fosfatados o ferruginizados, constituyen un rasgo propio de secciones y niveles condensados en umbrales pelágicos (Vera, 1989). En los últimos años se ha comprobado su presencia en las Zonas Externas de las Cordilleras Béticas a distintas alturas estratigráficas, y siempre en un contexto de umbral pelágico (González-Donoso et al., 1983; García-Cervigón et al., 1986-87; Martín-Algarra, 1987, y Martín-Algarra y Vera (en prensa), Castro, 1990, entre otros). El estudio de este tipo de sedimentos ha cobrado un gran interés, dada su estrecha relación con los cambios relativos del nivel del mar. En este sentido, han resultado ser unos buenos “marcadores paleogeográficos”, ya que se suelen situar en altos submarinos, sobre superficies de discontinuidad, señalando el inicio de ciclos transgresivos (Vera, 1989).
En las áreas de cuenca con sedimentación marina pelágica, las oscilaciones del nivel del mar no dejan a menudo rasgos característicos en el registro sedimentario que permita posteriormente su identificación. En estos ámbitos alejados del continente, los umbrales pelágicos (en el sentido de García-Hernández et al., 1988), zonas con menos profundidad, son precisamente áreas donde suelen quedar mejor registradas dichas oscilaciones, lo que permite la correlación con las zonas marginales de la cuenca. No obstante el registro de las secuencias deposicionales en los dominios de umbral pelágico, suele ser diferente del clásicamente conocido (Van Wagoner et al., 1988) desarrollado en el margen de la cuenca.
En este trabajo se presenta el estudio de un novel condensado, constituido por micrita con foraminíferos planctónicos y estromatolitos pelágicos, cuya composición se ha estudiado con cierto detalle, y, en menor proporción, por materiales glauconíticos. Este nivel condensado, cuya edad está comprendida entre el Aptiense superior o Albiense inferior y el Coniaciense superior o Santoniense basal, está delimitado por discontinuidades estratigráficas que lateralmente llegan a superponerse. El nivel condensado constituye por tanto el único registro de las secuencias deposicionales desarrolladas durante todo el intervalo de tiempo que él mismo abarca. Paleogeográficamente se ubica en el dominio Subbético Externo. Esto le confiere un interés adicional, ya que este dominio, constituido como un umbral pelágico desde mediados del Jurásico, comenzó a ganar profundidad a partir del Berriasiense superior y a recibir una sedimentación generalmente de tipo margoso. No obstante, aún perduraron numerosas irregularidades en el fondo, en las que tuvieron lugar interrupciones sedimentarias sobre todo durante el Cretácico post-Hauteriviense (García-Hernández et al., 1982; Molina, 1987). El área de estudio de este trabajo es una de esas irregularidades, controlada tectónicamente (Castro, 1990).
2. Metodología
Además de los métodos clásicos de la Estratigrafía de campo, se han utilizado en el laboratorio distintos métodos y técnicas especialmente orientados al análisis de la morfología, textura y composición de los estromatolitos pelágicos.
Para el análisis morfológico, además de los datos de campo, se ha dispuesto de muestras de mano convenientemente cortadas y pulidas así como láminas delgadas que se han estudiado con el microscopio petrográfico. Con este último instrumento se ha completado también el análisis textural. La posible presencia de filamentos de origen bacteriano, conservados como restos fósiles en algunas de las láminas que componen los estromatolitos pelágicos, se ha investigado utilizando un microscopio electrónico de barrido (SEM) marca Zeiss, modelo DSM 950, de los Servicios Técnicos de la Universidad de Granada.
La composición mineralógica se ha determinado mediante el análisis por difracción de rayos-x de tres muestras de estromatolitos pelágicos, utilizando un difractómetro Philips PW-1710, dotado de rendija automática y toma de datos computerizada, existente en el Departamento de Mineralogía y Petrología de la Universidad de Granada; la radiación utilizada fue la del Cu Kα y la velocidad de la exploración de 6.º/min. La cantidad total de PO4 y de Fe2O3 en dos muestras distintas de estromatolitos pelágicos, previamente pulverizadas y homogenizadas se ha determinado mediante espectrofotometría siguiendo el método de Shapiro y Brannock (1962). Se ha utilizado un espectrómetro marca GBC, modelo 911, del Departamento de Química Analítica de la Facultad de Ciencias Experimentales de Jaén. El análisis de la composición de distintas bandas que constituyen los estromatolitos pelágicos se ha acometido utilizando una microsonda (BSE) marca Cameca, modelo SX-50 de los Servicios Técnicos de la Universidad de Granada; la corriente de sonda utilizada fue de 20 µA. Con ella se han estudiado dos probetas pulidas de estromatolitos pelágicos y se han realizado perfiles de abundancia relativa de Ca, P, F e Fe.
3. Síntesis estratigráfica de la Sierra de Estepa y sectores adyacentes
En los alrededores de Estepa (provincia de Sevilla) existen una serie de elevaciones que en conjunto reciben el nombre de Sierras de Estepa. De ellas, la ubicada junto a la localidad citada y cuyo nombre particular es el de Sierra de Becerrero se suele denominar Sierra de Estepa en sentido estricto (Cruz-Sanjulián, 1974; Castro, 1990). Se trata de un macizo calizo donde afloran esencialmente términos jurásicos (Fig. 1A).
La serie jurásica (Fig. 1B) comienza con unas dolomías que han sido atribuidas al Dogger (Castro, 1990), aunque no se descarta que en ellas se incluya el Lias o parte del mismo (Cruz-Sanjulián 1974). Sobre él se dispone una potente serie de calizas de plataforma somera entre las que destacan las facies oolíticas con corales (Fm. Camarena; Molina, 1987), cuyo techo es una importante discontinuidad que ha sido datada a nivel regional como límite Bathoniense medio-superior (Molina, 1987; Castro et al., 1990). Sobre esta última se sitúa un conjunto de calizas rojas y nodulosas (facies Ammonítico Rosso; Fm. Ammonítico Rosso Superior, Molina, 1987) que abarcan hasta el Valanginiense inferior. El techo de las calizas rojas y nodulosas es una discontinuidad que aparece como una superficie karstificada, con diques neptúnicos. Sobre ella, la representación existente del resto del Cretácico es muy desigual en cuanto a su edad y facies, aunque siempre poco potente. En algunos puntos se encuentran sólo algunos metros de margas con Hedbergellas (Cretácico Inferior post-Hauteriviense), sobre los que se sitúan las calizas y margas del Senoniense (Fm. Capas Rojas, Comas et al., 1982); en otros puntos aparece un nivel condensado de 25 cm de potencia que es objeto de este trabajo, e incluso hay afloramientos en que la Fm. Capas Rojas se dispone directamente sobre la Fm. Ammonítico Rosso Superior o bien rellena diques neptúnicos en el seno de esta última.
Por el contrario, al norte de la localidad de Estepa y de la Sierra del mismo nombre, aflora una potente serie cretácica (Fig. 1) cuyo sustrato jurásico es probablemente del mismo tipo de facies que el anteriormente descrito, aunque el contacto entre ambos conjuntos litológicos, cuando aflora, es siempre de tipo mecánico. En este sector septentrional se pueden identificar dentro del Cretácico, de más antiguo a más moderno, los siguientes términos (Fig. 1B): unos 400 m. de calizas margosas y margas de la Fm. Carretero (Comas et al., 1982), que en este sector abarca desde el Valanginiense superior al Albiense superior (Castro, 1990), y en cuya parte alta se observan slumps e intercalaciones de bloques de calizas oolíticas con corales, idénticas a las de la Fm. Camarena (Jurásico medio) antes citadas; 7m de calizas margosas y margas con sílex de color negro y algunas intercalaciones de margas oscuras que pasan a un conjunto de 250 m. de potencia constituido por calizas y margas de colores asalmonados de la FM. Capas Rojas, de edad Cenomaniense-Paleoceno.
El contraste en el desarrollo de la sedimentación cretácica en la Sierra de Estepa y al norte de la misma, se ha relacionado (Castro, 1990) con la existencia de una fractura activa durante el Cretácico Inferior y parte del Cretácico Superior. Los eventos y procesos que acaecieron durante este tiempo en el área de la Sierra de Estepa, han quedad registrados en el nivel condensado del que se ocupa este trabajo.
4. Características del nivel condensado
4.1. Rasgos generales y subdivisiones internas
Se trata de un nivel de unos 25 cm de espesor, frecuentemente brechificado. Sus mejores afloramientos se sitúan en el borde meridional de la Sierra de Estepa, en una pequeña cantera a unos 3 Km. al este de la localidad de Gilena. Su reducida potencia lo hace difícil de detectar en superficie, si bien se estima que es muy discontinuo lateralmente, de tal forma que en tan solo unos 20 m. puede desaparecer alguno de los tramos que lo constituyen y que posteriormente se describen. Su litología es eminentemente calcárea, se sitúa sobre una superficie karstificada de edad intravalanginiense y presenta coloraciones pardas, verdes o negras.
En este nivel condensado se pueden diferenciar dos tramos separados por un lecho brechoide de 1,5 cm de potencia (Fig. 1B y 2). En el tramo inferior, de 14 cm de potencia, son abundantes los estromatolitos pelágicos y los clastos procedentes de la Fm. Ammonítico Rosso infrayacente (Fig.2). El tramo superior, de 10 cm de potencia, es de naturaleza micrítica con foraminíferos planctónicos y en su parte inferior abundan las grietas rellenas por materiales ferruginosos. Las características de detalle de las facies y microfacies que componen cada uno de estos tramos, así como el lecho intermedio que los separa, se describen en el siguiente apartado.
4.2. Facies y microfacies
Ø Tramo inferior
El rasgo más característico y significativo de este tramo es la presencia de estromatolitos pelágicos, cuya textura, estructura y composición se ha estudiado con cierto detalle. Otros constituyentes abundantes en este tramo son clastos de naturaleza micrítica, morfología irregular y tamaño centimétrico. Los clastos están ferruginizados en su periferia, presentan perforaciones y frecuentemente sustentan crecimientos estromatolíticos más desarrollados en su parte superior. Hacia la base estos clastos son de edad Berriasiense superior-Valanginiense inferior, a juzgar por su contenido en calplonellas (Calpionellopsis simplex, Calpionella alpina y Tintiopsella longa, zona D3 de Remane, 1978) (Fig. 3F). Estos elementos aparecen en el seno de una matriz micrítica, de color gris con textura de wackestone con foraminíferos planctónicos, en la que pueden llegar a ser muy abundantes los organismos bentónicos tales como crionides o foraminíferos. También se observan oquedades de formas más o menos redondeadas, con las paredes ferruginizadas, rellenas por un sedimento interno micrítico con foraminíferos planctónicos en la pared inferior, y por un cemento esparítico equidimensional en la parte superior (Figs. 2Ay 3C). Este tramo termina con un estromatolito de morfología planar, localmente brechificado.
Estromatolitos pelágicos. Son cuerpos con tamaños muy variables que oscilan
desde microscópicos hasta decimétricos. Su morfología a escala mesoscópica es
también muy diversa, aunque su textura microscópica se ajusta a modelos
relativamente simples (Fig. 3). En general se observa un bandeado
característico constituido por bandas de colores pardos o pardo-rojizos y
negros respectivamente. La alternancia de estos tipos de bandas define la
laminación típica de estas construcciones (Fig. 3A). Se observan además
foraminíferos encostrantes, de morfología plano-convexa, con la convexidad
orientada hacia el exterior de la estructura (Fig. 3B). Pueden aparecer integrados
en la estructura del estromatolito definiendo láminas, formando agrupaciones en
las inflexiones de la laminación, o bien disponiéndose aislados y distribuidos
al azar. En ocasiones pueden llegar a ser muy abundantes, dando a la textura un
aspecto poroso característico, al definir un armazón y estar sus cámaras
rellenas por esparita de aspecto límpido. A menor escala, se han detectado
estructuras de morfología tubular en las láminas del estromatolito, atribuibles
a filamentos de origen bacteriano (Fig. 4).
La laminación puede dar lugar a
dos tipos de texturas (Krajewski, 1983):
-
Textura laminada densa: con láminas planas o sólo
ligeramente onduladas. La continuidad lateral de las láminas puede ser muy
grande a la escala de los estromatolitos (Fig. 3A).
-
Textura laminada laxa o microestromatolítica; con
láminas muy onduladas a contorsionadas, que pueden dar lugar a una morfología
arborescente. Estas láminas suelen tener una continuidad lateral muy reducida
(Fig. 3D y 3E).
A nivel macroscópico, aunque las
morfologías son muy variables, se han distinguido dos tipos de microformas
claramente diferenciados:
-
Macrooncoides: están formados por un núcleo micrítico y
una envuelta laminada. Su tamaño medio es de 2 – 3cm., aunque puede llegar a 5 cm. (Fig. 2B). El núcleo
suele ser un clasto de naturaleza micrítica con abundante fauna planctónica y
con perforaciones y ferruginización en su periferia. El tamaño y la forma con
muy variables, desde angulosos a redondeados, y desde microscópicos a
centimétricos. Estos dos parámetros son los que condicionan la forma de la
envuelta estromatolítica externa (Figs. 2A, 2B y 3F): La envuelta muestra una
estructura laminada. Aunque las láminas más próximas al núcleo suelen tener una
estructura laminada densa, hacia el exterior predomina netamente la textura
microestromatolítica. La forma de esta envuelta en su conjunto es esférica
cuando el núcleo es pequeño (diámetro menor o igual al cm.); en estos casos de
ha observado que, aunque la morfología de conjunto es subcircular, se distinguen
varias generaciones de crecimiento, asimétricas y con distinta orientación
(Fig. 2B). Cuando los núcleos son mayores, la morfología de la envuelta resulta
mucho más irregular.
-
Lechos laminados: formados por láminas de morfología
planar, con algunas intercalaciones de micrita. Su continuidad lateral es de
hasta varios metros, y están localmente brechificados. Su textura es laminada
densa, con algunas láminas de hasta 2 Mm. de espesor
Composición: El análisis por difracción de rayos X ha revelado que
los estromatolitos están constituidos por tres fases minerales dominantes:
calcita, goletita y apatito. La intensidad de las difracciones características
de cada una de las fases minerales citadas permite deducir un claro predominio
del contenido en calcita respecto a las otras dos fases minerales presentes.
Los análisis por
espectrofotometría de dos muestras de estromatolitos pelágicos previamente
pulverizadas y homogenizadas arrojan los siguientes resultados en cuanto a
contenido total en PO43- y a Fe2O3:
% PO43-
|
% Fe2O3
|
|
PH - 1
|
0,46
|
22,66
|
PH - 2
|
1,38
|
31,03
|
Los estudios llevados a cabo
mediante microsonda, han permitido realizar perfiles de abundancia relativa del
Ca, P, F e Fe (Fig. 5). En análisis de los mismos permite extraer conclusiones
significativas. El Ca muestra su máxima abundancia en bandas de aspecto masivo
y color gris claro con la microsonda, con las cuales coinciden a su vez los
mínimos relativos del resto de los elementos analizados (Fig. 5). Se trata por
tanto, muy probablemente, de bandas de carbonato cálcico (micrita) que al
microscopio óptico aparecen con una coloración gris o parda, localmente con
ligeros tintes rojizos. Estas bandas alternan con otras de color negro, con
pequeñísimos cristales (tamaño del orden de la micra) de color blanco dispersos
en su seno (Fig. 5). Estos pequeños cristales dan máximos de abundancia
relativa de P, F y Ca, por lo que sin duda se trata de cristales de
fluorapatito. El material de aspecto masivo de color negro que los rodea, donde
se dan los máximos de abundancia de Fe, debe estar constituido por óxidos de
hierro (goletita). Estas bandas se muestran al microscopio petrográfico con un
aspecto masivo y un intenso color negro.
Los resultados obtenidos mediante
las distintas técnicas se complementan unos a otros con un alto grado de
coherencia. Así, se puede concluir que los estromatolitos pelágicos estudiados
están constituidos por tres fases minerales principales, clacita, gohetita y
fluorapatito, distribuidas en bandas alternantes de composición calcítica y de
gohetita con cristales micrométricos de fluorapatito respectivamente. El
contenido total en calcita supera el 60 %, la gohetita muestra rangos de
abundancia comprendidos entre el 20 y el 30 % aproximadamente, mientras que el
fluorapatito constituye sólo pequeños porcentajes de la mineralogía total de
las muestras. Junto a los dos tipos de bandas citadas, al microscopio
petrográfico se observa un tercer tipo constituido por pequeños cristales de
calcita (microesparita) que probablemente son el resultado de la
recristalización de originales bandas micríticas.
Ø
Lecho brechoide intermedio
Está representado por un nivel
brechoide, de un espesor aproximado de 1,5 cm., y en el cual aparecen como
característica diferenciadora granos glauconitizados. Su estudio ha resultado
del máximo interés: se trata de un material que se dispone sobre una superficie
ligeramente irregular, erosiva a la escala del microscopio. No existe ningún
tipo de ordenación interna en los granos, aunque sí la hay en la matriz, que es
una micrita azoica. Esta se concentra en la parte basal del lecho (packstone), mientras que hacia el techo
los espacios intergranulares están mayoritariamente ocupados por un cemento de
tipo esparítico (grainstone) (Fig.
6A). Se han reconocido cementos calcíticos con morfología pendular (cementos
gravitacionales, Marfil y de la
Peña, 1989), principalmente ligados al contacto con el tramo
superior. Litológicamente se han reconocido tres tipos de granos:
estromatolíticos, micríticos y glauconíticos (Fig. 6A y 6B):
-
Granos estromatolíticos. Son angulosos, con formas
tabulares de tamaños medios de 1 x 3
mm., y máximos de 1 x 2 cm. Su litología es idéntica
a la del estromatolito de morfología planar que se sitúa en el techo del tramo
inferior antes descrito, y sólo están alterados en sus bordes, con el
desarrollo de una envuelta glauconítica muy superficial.
-
Granos micríticos. Sus contornos son redondeados, y el
diámetro medio es de 1 mm.
Texturalmente se trata de wackestone
con foraminíferos planctónicos. Suelen estar más o menos glauconitizados en sus
bordes.
-
Granos glauconíticos. La glauconita se ha reconocido al
microscopio formando granos, o bien como alteración superficial de clastos de
distinta litología, en general micrítica, caso en que la glauconitización
afecta a un elevado porcentaje del grano, o estromatolítica, con una
glauconitización muy superficial (Figs. 6A y 6B). Su diámetro oscila desde el
tamaño arena a tamaño limo. Se han observado abundantes inclusiones de
naturaleza silícea o ferruginosa, especialmente en los de mayor tamaño.
Ø
Tramo superior
Su espesor es de unos 10 cm. Se trata de una
micrita con foraminíferos planctónicos y calcisferúlidos, algo brechificada en
la parte basal, con un moderado contenido en óxidos de hierro (Figs. 6C y 6D). Los óxidos de Fe
aparecen preferentemente en la parte inferior del tramo, rellenando grietas o
como impregnaciones.
4.3. Edad
En la figura 2 se representan los
intervalos de tiempo geológico que indican las asociaciones de foraminíferos
planctónicos o calpionellas encontradas a distintas alturas estratigráficas en
el nivel condensado y en las formaciones Infra y suprayacentes.
En la parte más alta de la Fm. Ammonítico Rosso Superior infrayacente se ha
datado el Valanginiense inferior con la asociación de calpionellas formada por Calpionellites dardei, Tintinopsella longa y Calpionellites sp., que caracterizan la
zona E de Remane (1978), del Valanginiense inferior.
En el tramo inferior, unos 2 cm. Por encima de su muro,
se ha encontrado Hedbergella trocoidea,
Ticinella bejauaensis y Ticinella
roberti; esta asociación podría asignarse a una edad Aptiense superior o
Albiense inferior. En la parte alta de este mismo tramo inferior se ha hallado Planomalina buxtorfi, que data el
Albiense superior. En la parte terminal del tramo e incluso afectadas por el
contacto erosivo base del lecho brechoide intermedio, se han encontrado algunas
secciones de Rotalípora montsalvensis
que se distribuye desde la parte superior del Cenomaniense inferior hasta la
parte inferior del Cenomaniense superior (por simplificación del texto, nos
referiremos a ese intervalo como Cenomaniense medio). Este mismo foraminífero
se ha encontrado justo en el muro del tramo superior. De todo esto se deduce
que la edad del tramo inferior sería Aptiense superior o Albiense inferior a
Cenomaniense medio, sin descartar que en los centímetros inferiores esté
representado parte al menos del resto del Aptiense. Asimismo la edad del lecho
brechoide intermedio sería Cenomaniense medio, intervalo en el que también
comenzaría el depósito del tramo superior.
En el tramo superior, además de
la datación realizada en el muro comentada en el párrafo anterior, se han
datado otras dos muestras. De ellas, la primera situada unos 1,5 cm., aproximadamente,
sobre el muro presente formas asignables a los géneros Globotruncana y Marginotruncana;
la ausencia de secciones de otros taxones característicos hace que se asigne
esta muestra a una edad Turoniense superior – Coniaciense inferior. La segunda,
extraída en la parte más alta del tramo ha suministrado secciones de Dicarinella concavata, de edad
Coniaciense superior – Santoniense inferior. Por tanto, se puede asignar al
tramo superior una edad comprendida entre el Cenomaniense medio y el
Santoniense inferior. Por último, la base de la
Fm. Capas Rojas suprayacente contiene Dicarinella asymmetrica, que puede ser
asignada al Santoniense aunque sin más precisiones.
4.4. Discontinuidades
estratigráficas
En relación con el nivel
condensado estudiado se pueden diferenciar las siguientes discontinuidades (1,
2 y 3 en fig. 2):
- Intravalaginiense: constituida por una superficie irregular, karstificada y con diques neptúnicos, rellenos por distintos tipos de materiales, en general micríticos, que representa el techo de la Fm. Ammonítico Rosso Superior, en cuya parte más alta se ha datado el Valaginiense inferior mediante calpionellas (ver apartado anterior). Esta discontinuidad ha sido puesta de manifiesto en las áreas someras marginales de la cuenca (Zona Prebética), así como en umbrales pelágicos del interior de la misma (Penibético) (García – Hernández et al., 1982; Vera, 1988). La sedimentación que se superpone a ella en el área estudiada, constituye ya el nivel condensado, y la primera datación obtenida en el mismo corresponde a una asociación que data el Aptiense superior ó Albiense inferior, sin que se haya descartado (ver apartado 4.3) que parte al menos del resto del Aptiense pueda estar representado. Por ello, el inicio de la sedimentación del nivel condensado estudiado es probable que ocurriera en relación con los momentos posteriores a la discontinuidad intraaptiense detectada en amplios sectores de las Zonas Externas béticas (García – Hernández et al., 1982; Vera 1988; Martín – Algarra et al., en prensa) y que aquí se encontraría superpuesta a la discontinuidad intravalanginiense.
- Cenomaniense medio: corresponde al lecho brechoide intermedio del nivel condensado descrito. Representa un nivel de removilización que da paso a un cambio en el tipo de sedimentación, coincidiendo con los instantes posteriores a la gran transgresión del Cenomaniense (García – Hernández et al., Vera, 1988; Martín – Algarra et al., en prensa).
- Santoniense basal: coincide con la superficie superior del nivel condensado estudiado y da paso, en este ejemplo, a la homogeneización de la sedimentación en el área estudiada con el depósito de la Fm. Capas Rojas de forma generalizada. En algunos sectores de la Sierra de Estepa donde no existe nivel condensado, la Fm. Capas Rojas se llega a disponer directamente encima de la Fm. Ammonítico Rosso Superior.
Todas estas discontinuidades no
han podido ser detectadas en el Cretácico del norte de la S.ª de Estepa con
sedimentación más potente y continua. Su posible existencia estaría marcada por
rasgos mucho menos patentes que los anteriormente citados, lo que haría
necesario un mayor control bioestratigráfico del que se dispone hasta la fecha
y una inspección detallada de aquellos intervalos cronoestratigráficos donde se
supone deban estar reflejadas.
5. Discusión e interpretación
5.1. De los distintos tipos de
facies y componentes
Estromatolitos pelágicos. Según diversos autores (Krajewski, 1983;
Vera y Martín-Algarra, en prensa), los estromatolitos pelágicos han sido
construidos básicamente por la actividad de microorganismo (filamentos) y, en
menor grado, de foraminíferos encostrantes. Los filamentos tienen un origen
microbiano. Son bacterias cuya actividad vital genera precipitación de fosfatos
en el fondo del mar, donde viven. Además de esta función, los filamentos,
cuando se disponen perpendicularmente a la superficie en que se asientan,
atrapan sedimento pelágico que pasa a formar parte del estromatolito. Los
foraminíferos encostrantes, que no aparecen siempre como ya se ha visto,
contribuyen a la consolidación de la estructura, confiriéndole una resistencia
frente a la acción de corrientes y la bioturbación.
La tasa de crecimiento de estas
construcciones es muy baja, apuntando Vera y Martín-Algarra (en prensa), una
media de décimas de mm. cada 1000 años. Se trata de un promedio, pues el
crecimientos de este sedimento biogénico es un proceso discontinuo, en el que
pueden tomar parte incluso fenómenos de tipo erosivo. En el ejemplo que aquí se
plantea, el rango de tasa de sedimentación calculado es del mismo orden. De
esto se desprende que una tasa de sedimentación nula o muy baja es
probablemente condición necesaria para que se puedan desarrollar estas
estructuras.
La morfología a escala
mesoscópica parece condicionada por la tasa de sedimentación; la gradación de
formas establecida desde las planares, pasando por las microestromatolíticas
hasta llegar a las arborescentes supone el desarrollo de formas cada vez más
lazas hacia el exterior del estromatolito, embebidas en sedimento micrítico.
Esto podría estar relacionado con un aumento progresivo de la tasa de
sedimentación en esa parte de la cuenca. Los macrooncoides con una estructura
esférica simétrica indicarían movimientos de la estructura durante su
crecimiento, de modo que el giro de la misma permitiese el crecimiento de la
envuelta en todas las direcciones. Estos movimientos debieron estar muy
espaciados en el tiempo, ya que las distintas fases del crecimiento reconocidas
en los macrooncoides tienen espesores del orden de 2 a 5 mm. (Fig. 2B). La detención
del crecimiento estaría ligada al enterramiento de los mismos al aumentar la
tasa de sedimentación. El valor de este parámetro estaría posiblemente
condicionado por la energía del medio, de modo que cuando ésta era elevada los
sedimentos finos eran barridos del fondo sin llegar a ser depositados. La
energía sería debida a la actuación de corrientes submarinas.
Glauconita. La glauconitización es un proceso de alteración que
actúa de manera centrípeta, progresando a través de los poros del sustrato que
modifica. Así, en los clastos micríticos la glauconitización estuvo
condicionada por su tamaño y grado de mitificación, afectando en mayor grado a
los clastos más pequeños o menos litificados. La glauconita resultante, poco
evolucionada, indicaría una exposición en el fondo marino de muy larga duración
(103 a
104 años, según los criterios propuestos por Odin y Matter, 1981).
La actuación de corrientes y una cierta remoción han sido invocadas por Odin y
Matter (1981), para explicar el redondeamiento de estos granos, aunque no son
factores determinantes en su formación.
Cementos pendulares. Los cementos de morfología pendular,
gravitacionales según la denominación de Marfil y de la Peña (1989), situados en el
lecho intermedio, principalmente a su techo, indican un ambiente vadoso (ver,
p.ej. Tucker y Wright, 1990). Su presencia en el seno de materiales marinos
pelágicos les confiere un gran interés, ya que indican una fase de emersión de
los mismos que habría ocurrido en el Cenomaniense medio.
Wackestone de foraminíferos. Este tipo de sedimento, propio de
ambientes pelágicos, se depositaría en períodos de menos efecto de barrido del
fondo por las corrientes. Representarían la sedimentación “normal” del umbral
pelágico, con el máximo valor de la tasa de sedimentación reconocida en el
nivel condensado.
5.2. Del medio sedimentario
Tras la interrupción de la
sedimentación ligada a la discontinuidad del Valanginiense, la sedimentación no
se reanudó en este sector, probablemente, hasta el Aptiense. Los fósiles más
antiguos reconocidos datan el Aptiense superior o Albiense inferior. El
depósito del primer tramo descrito, con abundantes estromatolitos pelágicos,
tuvo lugar en un fondo marino afectado por corrientes submarinas. El
crecimiento de los estromatolitos pelágicos terminaba cuando el depósito de
sedimento micrítico detenía su crecimiento por enterramiento. Este aumento de
la tasa de sedimentación debió estar relacionado con la disminución de la
energía de las corrientes.
La actuación de corrientes es un factor
básico en la génesis de los estromatolitos pelágicos, debido a su acción de
barrido sobre el fondo, que en último término contribuye a disminuir la tasa de
sedimentación (Föllmi, 1989). Según Delamette (1988), durante el
Aptiense-Cenomaniense existió un sistema de corrientes en el Tethys, que
circulaba en su margen septentrional en sentido oeste. Aunque diversos autores
consideran un estancamiento general de las aguas del océano cretácico debido al
aumento de la temperatura global, Pedersen y Calvert (1990) estiman que el
sistema de corrientes para esta edad generaba una circulación de aguas de gran
intensidad, lo que coincide con las observaciones de Delamette (1988) y Föllmi
(1989). Estas corrientes se verían potenciadas a su paso por altos topográficos
submarinos, tales como el área que aquí se estudia.
De este modo, durante el depósito
del primer tramo (Aptiense superior-Albiense inferior a Albiense superior),
predominaría la actividad biológica de las bacterias, en unas condiciones de
barrido del fondo por las corrientes, dando los valores mínimos de la tasa de
sedimentación. El crecimiento de los estromatolitos se alternaría con períodos
de depósito de sedimento micrítico.
Durante el Cenomaniense medio, un
evento de alta energía produciría remoción de los sedimentos menos
consolidados, así como erosión de los elementos ya litificados. Durante un
período de exposición en el fondo marino con unas condiciones ligeramente más
oxigenadas (Odin y Letolle, 1980), se produciría la glauconitización de estos
intraclastos. Este proceso de glauconitización prosperó más en los granos menos
litificados y más pequeños, inicialmente micríticos; sin embargo, sólo pudo
alterar de una manera superficial los granos más consolidados. Después de un
período de exposición en el fondo marino, remoción y glauconitización, estos
materiales quedaron emergidos, y se generaron los cementos pendulares en un
ambiente vadoso.
El ligero aumento en la tasa de
sedimentación durante el depósito del tramo superior, indicaría un ambiente de
menos energía. Esta tendencia se explicaría por una profundización progresiva
de la cuenca, que sería el preludio de la entrada de la sedimentación margosa a
partir del Santoniense. Esta detención del crecimiento de estromatolitos en el
Cenomaniense y una subsiguiente profundización de la cuenca también ha sido
deducida en otros sectores de la cuenca Subbética, aunque de una manera más
rápida (Martín-Algarra y Vera, en prensa).
5.3. Marco paleogeográfico
El área de alto fondo o umbral
pelágico donde se depositó el nivel condensado (Sierra de Estepa), constituía
una irregularidad topográfica, aislada en el conjunto de la cuenca a partir del
Valanginiense inferior, como ya interpretara Castro (1990). Esta área estaría
rodeada por fondos marinos más profundos y subsidentes donde se acumularon
potentes espesores de sedimentos a lo largo de todo el Cretácico (Fig. 7). Una
de estas áreas más profundas se ubicaba al norte de la Sierra de Estepa, y de la
localidad del mismo nombre. La presencia de bloques de calizas oolíticas con
corales de la Fm. Camarena
(Jurásico medio) en el seno de la Fm.
Carretero que aflora en el área citada (Figs. 1 y 7), nos
permite concluir una relación paleogeográfica entre el ámbito de depósito de
esta serie y áreas tipo Sierra de Estepa. La ausencia de afloramientos en los
que se observe la continuidad entre los términos jurásicos que afloran en la Sierra de Estepa y los
cretácicos del área septentrional puede ser debido, al menos en parte, a que ya
existieran durante el Cretácico relaciones tectónicas a favor de fallas, entre
las áreas elevadas y las más deprimidas y subsidentes. Los escarpes de estas
fallas, en los que aflorarían calizas oolíticas con corales de la
Fm. Camarena, serían el área fuente de los
bloques que encontramos intercalados en la Fm. Carretero del área
septentrional de Estepa (Fig. 7).
La existencia de una importante
fase de fracturación al final de Bathoniense medio, edad de la finalización del
depósito de las calizas oolíticas de la Fm.
Camarena, ha sido ampliamente documentada en los estudios
llevados a cabo tanto en la
Sierra de Estepa como en áreas próximas (Vera et al., 1984, 1988; Molina, 1987;
Castro, 1990; Molina y Ruiz-Ortiz, 1990; Ruiz-Ortiz et al., 1990). Esta fase de fracturación fue probablemente responsable
de una primera estructuración de esta parte de la cuenca en bloques más o menos
subsidentes. Posteriormente, durante el Cretácico, la tectónica debió jugar
asimismo un papel importante en la acentuación de la subsidencia diferencial
entre áreas próximas. Vera et al.,
(1984) y Molina (1987) describen en el Subbético Externo de la Sierra de Cabra una fase de
emersión durante el Cretácico, con karstificación y formación de diques que
posteriormente serán rellenados por una sedimentación rica en globotruncanas. Fenómenos similares han
sido descritos por González Donoso et al.,
(1983) en el Penibético y por Martín-Algarra et al. (1983) en la
Almola, donde puede faltar gran parte del Cretácico Inferior.
5.4. Interpretación secuencial en
el contexto de la cuenca
Todas las secuencias
deposicionales cretácicas, que formalmente podrían definirse en el ámbito de
las Zonas Externas de las Cordilleras Béticas entre el Valanginiense inferior y
el Santoniense basal, tienen por tanto, como única representación en la Sierra de Estepa, un nivel
condensado de 25 cm.
de espesor. Se ha elegido el nombre de nivel condensado y no el de sección
condensada, únicamente por la apariencia del mismo y por su reducida potencia.
Por otra parte, el término sección (o secuencia) condensada tiene una
significación muy concreta en Estratigrafía Secuencial, en cuanto que denomina
una de las partes en que puede subdividirse una secuencia deposicional (Van
Wagoner et al., 1988). En el ejemplo
estudiado, por el contrario, todas las secuencias deposicionales cretácicas
representadas, lo están únicamente a través de los que podría ser considerado
su sección condensada correspondiente.
En efecto, Vera (1989) plantea la
correlación entre los niveles de sedimentación condensada que se asocian a las
discontinuidades en los umbrales pelágicos, y la sección o secuencia condensada
que coetáneamente se desarrollaría en el margen de la cuenca. Los niveles
condensados representarían el inicio de la inundación o de la subida del nivel
del mar en los umbrales pelágicos tras la caída del nivel el mar que habría
generado la discontinuidad asociada. Posteriormente, durante el estadío de alto
nivel del mar, se desarrollaría el resto de la secuencia deposicional con
sedimentación normalmente de carácter pelágico.
En el ejemplo estudiado, el
régimen oceanográfico imperante en el umbral pelágico constituido por la Sierra de Estepa durante el
intervalo Valaginiense inferior-Santoniense basal, sólo permitió el desarrollo
en ciertas partes del umbral de un nivel condensado complejo (Fig. 7). En el
desarrollo del mismo, probablemente sólo influyeron y quedaron por tanto
registradas, las oscilaciones del nivel del mar de mayor amplitud, de cuantas
afectaron al conjunto de la cuenca en el intervalo citado. La etapa
transgresiva posterior a la discontinuidad intraaptiense, determinó el comienzo
de la formación de nivel condensado; la amplia transgresión del Cenomaniense
quedó registrada en los sedimentos micríticos que fosilizaron el nivel de
removilización con evidencias de emersión del Cenomaniense medio, y la
transgresión posterior a la discontinuidad del Santoniense basal puso fin a la
sedimentación condensada en la zona. Otros episodios de oscilación del nivel
del mar, registrados en amplias áreas del resto de la cuenca de las Zonas
Externas, en el intervalo citado (Valanginiense inferior-Santoniense basal),
como son las discontinuidades intrahauteriviense e intraalbiense (Vera, 1988;
Martín-Algarra et al., en prep.) no
quedaron marcados en este umbral pelágico. Ello nos hace postular la
consideración de estos últimos episodios de oscilación del nivel del mar como
de importancia subordinada (al menos en el área estudiada), en cuanto a
amplitud respecto a los anteriormente descritos y que sí quedaron registrados en
este umbral pelágico.
6. Conclusiones
La sedimentación cretácica en la Sierra de Estepa durante el
período comprendido entre el Aptiense superior-Albiense inferior y el
Coniaciense superior-Santoniense basal ha sido identificada como de tipo
pelágico condensado (sensu Vera,
1989). La tasa de sedimentación estimada es del orden de décimas de mm. cada
mil años. La litología de los materiales depositados es propia de secciones
condensadas pelágicas: estromatolitos y micritas pelágicas.
El depósito del nivel condensado tuvo lugar en dos etapas
bien diferenciadas. La primera, comprendida entre el Aptiense superior ó
Albiense inferior y el Albiense superior-Cenomaniense, estuvo dominada por el crecimiento
de estromatolitos pelágicos. La segunda, que abarca del Cenomaniense medio al
Santoniense basal, supuso el depósito de micritas pelágicas, con una tasa de
sedimentación ligeramente mayor que en la etapa anterior. Entre ambas etapas
tuvo lugar una fase de erosión, exposición submarina, glauconitización y emersión,
que ocurrió en el Cenomaniense medio.
El crecimiento de los estromatolitos estuvo determinado por
dos factores:
1) La
actividad biológica de cierto tipo de bacterias.
2) La
práctica ausencia de sedimentación, que permitió que estas estructuras se
desarrollasen, ya que debido a su escasa tasa de crecimiento, cualquier aporte
de sedimento las enterraría. Consideramos que la acción de corrientes
submarinas jugó un papel importante en esta ausencia de depósito.
Paleogeográficamente, el sector estudiado se mantuvo como un
umbral pelágico limitado por áreas más profundas que recibían una sedimentación
de tipo margoso. Fue, pues, una irregularidad topográfica en el fondo del
margen sudibérico durante el Cretácico. En ella sólo quedaron registradas las
oscilaciones del nivel del mar de mayor amplitud de cuentas afectaron al
conjunto de la cuenca durante el intervalo Valanginiense inferior-Santoniense
basal, como probable consecuencia de la paleogeografía y del régimen
oceanográfico existente. De este modo las secuencias deposicionales que podrían
distinguirse están únicamente constituidas por la sección condensada, y siempre
de potencia muy reducida.
Agradecimientos
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