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Artes
y Humanidades
Campo Científico:
Geografía y Medio Ambiente
A. Herrero-Hernández1
G. Alonso-Gavilán
2
J. Civis Llovera3
Artes
y Humanidades
Campo Científico: Geografía y Medio Ambiente
A. Herrero-Hernández1
G. Alonso-Gavilán
2
J. Civis Llovera3
Doctor en Ciencias Geológicas por la Universidad de Salamanca. [email protected]
1
2
Doctor en Ciencias Geológicas por la Universidad de Salamanca. [email protected]
3
Doctor en Ciencias Geológicas por la Universidad de Salamanca. [email protected]
PALABRAS CLAVE
KEYWORDS
* Los autores han remitido las citas a pie de página una vez cerrada la confección del Anuario. Optamos
por no incluirlas dado que hacerlo supondría reelaborar de nuevo todo el volumen en papel. No obstante
el lector podrá ver las citas en la edición digital, unidas a la bibliografía.
RESUMEN
El análisis integrado de las facies sedimentarias y del contenido micropaleontológico de los sedimentos miocenos localizados en la zona de Villadiego (NE, Cuenca del Duero) permite la identificación de la interacción entre sistemas sedimentarios de abanicos aluviales y fluviales y sistemas
lacustres, que están interconectados e íntimamente relacionados en dirección norte-sur. Se identifican trece tipos de litofacies fluviales y lacustres y seis asociaciones de facies genéticas. Los depósitos se organizan en dos secuencias deposicionales de rango inferior: DDS y CDS. La parte
superior de DDS es el resultado de la elevación en el nivel de agua del lago. La secuencia CDS se
inicia con una fuerte somerización, y un ciclo completo de profundización-somerización. Estudios
paleoecológicos y bioestratigráficos de la microfauna de estas secuencias permiten determinar la
existencia de lagos con un estrato de agua inferior a treinta metros y un cambio en las condiciones
químicas de las aguas de oligohalinas a mesohalinas. Los afloramientos ofrecen una excelente ocasión para evaluar los cambios en el nivel de lago y en la arquitectura secuencial de los sistemas sedimentarios.
ABSTRACT
An integrated analysis of the sedimentary facies and micropaleontological content of the Neogene
sediments located in the Villadiego area (NE, Duero Basin) led to the identification of lacustrinefluvial interaction systems. The sedimentological analysis reveals the existence of fluvial systems
of gravel, flood plains, delta and lacustrine systems which are interconnected and intimately related
in north-south direction. Thirteen types of fluvial and lacustrine lithofacies and six genetic facies
association were recognized. These deposits are arranged into two shallowing-upward higher-rank
cycles formed by retrogradation of lake deposits. Paleoecological and biostratigraphic studies of
the microfauna and microflora allowed concluding the existence of lakes with a water-bearing stratum of not more than thirty metres and a change in the chemical conditions of the waters which in
time change from oligohaline to mesohaline. It offer an excellent occasion for assessing the role of
lake level changes on the morphology and sedimentary architecture of these sedimentary systems
1. INTRODUCCIÓN
El análisis de la estratigrafía secuencial fue utilizado inicialmente en depósitos sedimentarios marinos y costeros afectados por eustasia. Un factor
importante es el reconocimiento de superficies
en las sucesiones sedimentarias tales como: superficies de inundación marinas, superficies de
erosión transgresivas y discordancias que representan cambios en el espacio de acomodación
en respuesta a fluctuaciones eustáticas, climáticas y tectónicas (i. e., Posamentier et al., 1988;
Van Wagoner et al., 1990; Shanley et al., 1992;
Shanley y McCabe, 1993). Para interpretar la historia deposicional se utilizan las geometrías y el
modelo de apilamiento de los cortejos sedimentarios.
Sin embargo, las cuencas sedimentarias continentales no se ven afectadas por las fluctuaciones eustáticas del nivel del mar. En estas
cuencas se pueden usar las discordancias erosivas y paleosuelos para dividir las sucesiones estratigráficas en secuencias deposicionales (p. ej.
Kraus y Middleton, 1987; Shanley y McCabe,
1994; Lemons y Chan, 1999). También, las fluctuaciones en el nivel del lago pueden influir en la
sedimentación, similar al nivel del mar en ambientes marinos (p. ej. Legaretta et al., 1993;
Shanley y McCabe, 1994). La agradación o incisión de los sistemas fluviales están relacionados
con la longitud de la cuenca, suministro de sedimentos, tamaño del sedimento y caudal aportado
y cambios en el nivel de base del perfil fluvial.
En estas cuencas, los principales factores de control en la evolución sedimentaria son las varia-
ciones climáticas y las fluctuaciones tectónicas.
Este estudio se ha centrado en el análisis cartográfico, estratigráfico y sedimentológico de los
depósitos miocenos que afloran en el límite noreste de la cuenca del Duero, en las proximidades
de la localidad de Villadiego (Burgos) (Fig. 1). El
sector analizado pone en contacto estos depósitos con las sucesiones mesozoicas de la Cordillera Vasco-Cantábrica situadas más al norte (Fig.
2).
Los objetivos de este trabajo son la descripción,
interpretación y correlación de las facies y asociaciones de facies sedimentarias. El análisis sedimentológico permitirá definir los procesos
sedimentarios que suceden en los abanicos aluviales y en los sistemas fluviales y lacustres, con
el objetivo de obtener un modelo sedimentario y
la primera interpretación paleoambiental y paleogeográfica de la zona.
2. METODOLOGÍA
A pesar de la escasez de afloramientos, el marco
geológico mioceno de la zona de Villadiego se
ha podido establecer con el levantamiento de varias secciones estratigráficas hechas en los puntos más representativos para controlar lateral y
verticalmente los depósitos. El trabajo de campo
consistió además, en la realización de mapas detallados y correlaciones estratigráficas de las dieciséis secciones estratigráficas hechas. Se
tomaron datos del color, litología, espesor de los
estratos, asociaciones de estructuras sedimentarias y medidas de paleocorrientes. La descripción
Figura 1 -.
Ubicación geográfica de la zona de estudio, en el contexto de la
Península Ibérica.
de las facies incluye la textura y composición del
sedimento, tamaño de grano, clasificación y la
forma de grano. Se identificó la geometría de los
cuerpos arenosos y sus variaciones laterales.
En las secciones estratigráficas medidas se obtuvieron además, los primeros datos micropaleontológicos (análisis paleoecológicos y
bioestratigráficos). El muestreo fue dirigido hacia
analizar el contenido fósil, petrología y análisis
de las facies carbonatadas y procedencia de las
facies de areniscas y conglomerados. El análisis
bioestratigráfico se centró en el estudio de los
ostrácodos, foraminíferos, gasterópodos y carófitas que aparecen en los carbonatos lacustres.
Estos estudios permitieron la reconstrucción del
medio ambiente deposicional mioceno.
3. MARCO GEOLÓGICO
Alrededor del macizo Hespérico se encuentran
varias cuencas sedimentarias que se rellenan y
deforman durante el Cenozoico
Alrededor del macizo Hespérico se encuentran
varias cuencas sedimentarias que se rellenan y
deforman durante el Cenozoico. Las cuencas del
Duero y Ebro se desarrollaron durante la Orogenia Alpina, y representan dos cuencas de foreland
localizadas al sur de las Cordilleras Vasco-Cantábrica y Pirenaica, respectivamente (p. ej. He
rrero-Hernández, 2001; Herrero-Hernández et al.,
2010) (Fig. 1). La Cordillera Vasco-Cantábrica
constituye la prolongación occidental de los Pirineos. La compresión tectónica en este área tuvo
lugar en una dirección NE-SW aproximadamente
y su actividad cesó en el Mioceno superior. Esta
actividad produce principalmente cabalgamientos
y pliegues asociados, que dieron lugar a las características más distintivas del relieve regional
con una tendencia general noroeste-sureste en
las morfoestructuras. Algunas de las principales
elevaciones fueron producidas por una serie de
pliegues desarrollados sobre las rampas de cabalgamientos.
La cuenca del Duero tiene aproximadamente
50.000 km2 y el sector analizado en el presente
trabajo se encuentra en el Villadiego área, en el
noreste dominio. Este sector se encuentra entre
los depósitos mesozoicos de la Cordillera Vasca-
Cantábrica y los depósitos cenozoicos de la
Cuenca del Duero (Figs. 1 y 2).
La estratigrafía del Neógeno de la cuenca del
Duero se articula a través de una gran cantidad
de unidades genéticamente relacionadas desarrolladas en diferentes direcciones y con frecuentes
cambios laterales de facies. La litoestratigrafía regional clásica del dominio central de la cuenca
del Duero se define principalmente en los trabajos
de Mediavilla et al., (1996), Armenteros et al.,
(2002) y Alonso Gavilán et al (2004). Los sedimentos miocenos inicialmente se agrupan en unidades convencionales: Arcillas de la Tierra de
Campos, Arcillas y Margas de Las Cuestas y Calizas de los Páramos (p. ej. Hernández Pacheco,
1915; Royo Gómez, 1926; San Miguel de la Cámara, 1952 y Aeroservice, 1967). Más tarde, se
han realizado nuevas divisiones y se han definido
mejor los contactos entre ellas (p. ej. Abad García
y Rey Salgado, 1973; García del Cura, 1974 y
1975; Ordóñez y García del Cura, 1976; Ordoñez
et al. 1976; Mediavilla y Mancebo, 1986 y 1989;
Mediavilla et al., 1996; Armenteros et al., 1997 y
Alonso Gavilán et al. 1997).
En el área de estudio las sucesiones miocenas
están constituidas por conglomerados, arenas,
arcillas, margas y calizas, con un espesor visible
de 200 m. A escala 1:50.000 estos sedimentos
se agrupan en un conjunto de unidades estratigráficas informales (p. ej. Herrero-Hernández,
1989, Alonso Gavilán et al., 1990 y Pineda,
1997), que siguiendo la litoestratigrafía regional
clásica se han denominado: Facies Alar del Rey,
Facies Grijalba-Villadiego, Facies Dueñas, Facies
Figura 2 -.
Mapa geológico de la zona de estudio donde aparece el sustrato
Mesozoico al norte. Están representadas las unidades estratigráficas
regionales y la localización geográfica de las columnas (modificada de
Herrero-Hernández, 1989).
de Las Cuestas y Facies de Los Páramos (Hernández
Pacheco 1912, 1915 y 1932, Aeroservice, 1967).
Diferentes unidades estratigráficas fueron separadas en la cartografía geológica (Fig. 2) (p.
ej., Herrero-Hernández, 1989; Pineda, 1997).
Estas unidades se hallan interdigitadas, apreciándose una evolución de norte a sur en el tamaño
de grano desde depósitos de conglomerados
hasta margas y calizas, junto con un cambio color
de los sedimentos de rojo a blanco. En el sector
analizado y por criterios litoestratigráficos y cartográficos los conglomerados rojos se incluyen
dentro de la denominada Facies Alar del Rey. Lateralmente hacia el sur (Fig. 3) pasa a las Dueñas
de Facies (margas y calizas blancas) y a la Facies Grijalba-Villadiego (arcillas y arenas rojas)
con las está interdigitada (Fig. 4A). Al sur ambas
unidades se interdigitan con las margas y calizas
blancas de la Facies de Las Cuestas.
Las partes inferior y media de la Facies de Las
Cuestas se caracterizan por un alto volumen de
lutitas, margas y calizas de color blanco, y abundantes restos fósiles de ostrácodos, gasterópodos, foraminíferos, caráceas y peces. En cambio,
Figura 3 -.
Características litológicas e interpretación sedimentológica de la columna
estratigráfica de Cuesta Blanca I (localización en la figura 2).
la parte superior de esta unidad está constituida
por arcillas y conglomerados (Pineda, 1997) (Fig.
5). La sucesión miocena culmina en la región con
los depósitos carbonatados de la Facies de Los
Páramos.
4. MODELO DE fACIEs DEL sIsTEMA
fLUvIO-LACUsTRE
Teniendo en cuenta la litología se establecen dos
grupos de facies: facies siliciclásticas aluvialesfluviales y facies lacustre-palustres. El modelo se-
dimentario fluvio-lacustre se articula a través de
tres asociaciones de facies principales: sistema
de abanico aluvial-fluvial, transición y palustre/lacustre. Las principales características e interpretaciones de estas facies y asociaciones se
resumen en las Tablas 1 y 2, respectivamente.
4.1. Asociaciones de facies fluviales y de abanicos aluviales (AFA y FA).
Estas asociaciones dominan en el norte de la
zona de estudio, y aparecen en discordancia o
en contacto tectónico con el sustrato mesozoico.
En AFA las facies de grava (Gm y Gt) predominan sobre las facies de Arenas (St, Sm) (Tabla
2). Estas facies forman una secuencia granodecreciente con un espesor medio de 2 a 8 m. En
la base se aprecian conglomerados de menos de
1 m de diámetro, un carácter polimodal y bien redondeados. Tienen una textura soportada por
clastos y la matriz es de arenas de grano grueso.
Los clastos de grava son básicamente carbonatados y aparecen imbricados. Internamente, los
materiales están desorganizados, masivos a débilmente estratificados y con una clasificación normal. Los cuerpos de gravas están amalgamados,
con espesor de 1 a 3 m, aunque pueden alcanzar
hasta 6 m. La geometría es lenticular y la superficie inferior es siempre erosiva y de bajo relieve.
Interpretación. La asociación AFA representa el
relleno de canales activos muy proximales, con
formación de barras en el interior. La clasificación,
forma y redondeo de clastos evidencian un transporte sustentado por el agua. El depósito se
mueve por corrientes de tracción muy enérgicas
capaces de arrastrar grandes clastos y mantener
las fracciones finas en suspensión. El hecho de
que esta asociación se encuentra a veces truncada sugiere la migración de clastos de otras macroformas invadiendo la primera. Esto explica la
presencia de facies de Gt encima de cualquiera
de las otras facies y su estructura compleja en
los afloramientos. En la etapa final, cuando disminuye la energía cinética del agente de transporte y se pierden formas pequeñas de tamaño
de grano menor (facies St) creadas en la superficie morfológica de esta barra.
Hacia el sur de la anterior domina la asociación
FA que está estrechamente relacionada con AFA.
Se compone de facies Gt, St, Sm y Fm/P (Tabla
2). Se trata de una secuencia grano y estratodecreciente, con espesor 0,4 metros. Las fracciones
de arena y fango son más abundantes que la
fracción de grava. Están separados de las gravas
y arenas por un contacto claro. Los conglomerados muestran geometría lenticular con base siempre erosiva y de bajo relieve. Los conglomerados
presentan una clasificación normal, están bien ordenados y soportados por los clastos con matriz
de arena. Muestran imbricaciones y estructuras
sedimentarias incluyendo estratificación cruzada
de pequeña a mediana escala, con surcos de
hasta 4 m de amplitud y altura de hasta 1 m. La
fracción arenosa arena está muy clasificada con
matriz muy fina. Presenta estratificación cruzada
(St) o son masivas (Sm). El fango está presente
en la parte superior de la secuencia. Presentan
modificaciones pedogenéticas abundantes, como
Figura 4.-
A) Panorámica donde se observa la superposición de las unidades:
Facies Dueñas (1), Facies Grijalba-Villadiego (2) y
Facies Las Cuestas (3).
B) Candona albicans Brady, aspecto morfológico externo de la valva
izquierda mostrando la ornamentación. Escala es X 100.
C) Candona procera Straub. Escala es X 100.
D) Candona aff. dravensis, valva izquierda, vista externa.
Escala es X 100.
E) Ilyocypris gibba (Ramdhor), valva derecha, vista externa.
Escala es X 100.
F) Linmocythere inopinata (Baird), valva izquierda vista externa.
Escala es X 100.
raíces de carbonato y migraciones de arcilla y
carbonato, formando calcretas.
Interpretación. Esta asociación se interpreta como
un producto de tres procesos sedimentarios fluviales. El basal representa el canal y la acreción
de la barra (Gm, St). En el medio y superior, la
arena (Sm) y depósitos fangosos (Fm/P) representan el relleno de un canal abandononado y el
depósito en la llanura de inundación con desarrollo de suelos, respectivamente. Por lo tanto, estos
procesos sedimentarios son similares a los de las
Figura 5 -.
Características
litológicas e
interpretación
sedimentológica de la
columna
estratigráfica
de Brullés,
(localización
en la figura 2).
barras longitudinales y transversas de grava y
arenas propias de canales fluviales trenzados y
también a depósitos de desbordamientos.
Hacia el sur y en topografías planas con canales semi-abandonados rellenados desde la
acreción vertical, tienen lugar procesos de
edafogenéticos con formación de suelos (paleosuelos) y desarrollo de calcretas (facies
de P).
4.2. Asociaciones de facies transicionales
(BFA and DFA)
Las asociaciones de facies transicionales (BFA y
DFA) están constituidas por lutitas, arenas y gravas tamaño de grano pequeño. Se caracterizan
por su posición paleogeográfica entre las asociaciones de facies palustres/lacustres, dominantes
al sur y las asociaciones de facies fluviales y de
abanicos aluviales, dominantes al norte.
La asociación DFA está caracterizada por lutitas (Fm), Arenas (Sgm) y conglomerados (Gh).
Está organizada en secuencias grano y estratocrecientes, de 2 a 6 m de espesor (Tabla 2). La
facies de lutitas son rojas, masivas y desarrollan
bioturbación. Las facies arenosas son de grano
fino a grueso, con capas de 0,8-1,0 m de espesor. Están débilmente o nada clasificadas, sin
desarrollar estructuras internas de tracción. Las
capas de conglomerados tienen clasificación normal, de 0,3 a 1,0 m de espesor. La base es erosiva e irregular y se muestran soportados por los
clastos, con abundante arena. Muestran estratificación horizontal y estratificación inclinada de
bajo ángulo.
Interpretación. La disminución hacia arriba en matriz de arcilla y fango, la superficie basal no-canalizada y la tendencia a aumentar el tamaño de
grano explican el origen de DFA en dos posibles
escenarios fluviales. El primero interpretar esta
asociación como la progradación de pequeños
canales de desbordamiento sobre la llanura de
inundación. En el segundo caso, DFA representa
la llegada de canales fluviales poco profundos a
deltas someros dominados por procesos fluviales,
e interpreta DFA como la progradación de una
barra de desembocadura. Ambas explicaciones
indican un aumento de la energía hacia la parte
superior de la secuencia, que se refleja en las
estructuras sedimentarias. La parte superior de
la secuencia está constituida por conglomerados
que permite interpretar un canal alimentador conservado en la parte superior.
Clasificación de deltas de Postma (1990) se
basa en los sistemas de alimentación y en la profundidad del agua en la desembocadura del río.
Este último parámetro permite definir dos principales tipologías de deltas: deltas tipo Gilbert, con
un frente deltaico inclinado (25°-35°) y deltas tipo
aguas someras, con un frente deltaico suavemente inclinado (5°-15°). Este último caso sería
el representado en el área de estudio.
La asociación BFA muestra un porcentaje
abundante de conglomerados y una menor proporción de arenas (Tabla 2). La base de esta asociación es muy similar a la de la asociación AFA,
conglomerados con estratificación cruzada (Gt),
a veces masivos (facies Gm) con clastos imbricados. En general, la secuencia es granodecre-
ciente con base erosiva y un espesor que varía
de 1,5 a 5,0 m. Los cuerpos de conglomerados
están amalgamados con 2,5 a 4,0 m de espesor.
Las paleocorrientes se dirigen hacia el S y SSE.
La facies Sgo presenta un tamaño de grano de
arena fina, son grainstone oolíticas con cemento
microesparítico, con clastos de cuarzo y ooides,
bien ordenados y abundantes restos de gasterópodos pudiendo ser consideradas como calcarenitas bien clasificadas. Los ooides son
subesféricos, tienen un tamaño de hasta 700 µm,
consisten en un núcleo de tamaño arenoso, de
cuarzo, caliza o algún fragmento de conchas, con
varias capas alrededor de micrita. Estos núcleos,
que pueden ser simples o compuestos, ocasionalmente aparecen disueltos. En Sgo se encontraron fragmentos de moluscos (gasterópodos),
algas, rellenos geopetales y rastros de bioturbación. La porosidad entre partículas se rellena de
esparita. Tiene cavidades lenticulares, de longitud
milimétricas a centimétricas (porosidad fenestral)
y tienen cemento vadoso de calcita en menisco.
Interpretación. La interpretación de esta asociación es compleja dado que, las facies presentes
revelan que los procesos que tuvieron lugar en
la base son muy diferentes de los que se desarrollaron en la parte superior, y algunos procesos se modifican incluso por otros.
En la base, los sedimentos gruesos se interpretan como el relleno de canales activos con el
desarrollo de barras de conglomerado longitudinales y traversas. La parte superior de las secuencias está formada por la facies de Sgo con
ooides y restos de gasterópodos. Su origen muy
posiblemente esté relacionado con la acción del
oleaje en el borde de un lago de aguas carbonatadas. La presencia de ooides de diferentes tamaños y formas y los restos de organismos que
están asociados a actividad microbiológica y
algas sugieren condiciones de aguas poco profundas e incluso ambientes de exposición subaérea. La porosidad fenestral apoya la formación
cerca de la zona vadosa. Esta facies se identifica
como depósitos costeros (playa). La abundancia
de características sedimentarias atribuidas a exposición subaérea y/o meteórica, paleosuelos,
porosidad fenestral y cemento meteórico permite
interpretar BFA como una asociación de facies
de lago marginal. Las playas debieron ser muy
estrechas, pero muy retrabajadas por la acción
del oleaje o de las corrientes lacustres, como lo
demuestra la existencia conjunta de ooids fuertemente redondeados y bioclastos (gasterópodos).
4.3.- Asociaciones de facies palustres and lacustres (PFA y LFA)
En estas asociaciones se encuentran abundantes
restos fósiles de ostrácodos, gasterópodos y carófitos etc., que proporcionan las interpretaciones
paleoecologicas y paleoambientales.
PFA está constituida por lutitas y biomicritas
blancas (L y Bm facies), en bancos hasta de 1
m de espesor (Tabla 2). La facies Bm desde un
punto de vista petrográfico es grainstone a packstone con fragmentos de bioclastos (biomicrita).
El 30-40% del total de la roca son bioclastos (ostrácodos, gasterópodos y caráceas), el 40-50%
Tabla 1 -.
Descripción e interpretación de la facies siliciclásticas y carbonatadas
(modificada Herrero-Hernández, 1989).
es una matriz de micrita y cemento de esparita,
y el 20-25% son granos siliciclásticos (cuarzo, feldespato y moscovita). Se han identificado diversas formas de ostrácodos, gasterópodos
(altamente fragmentados) y caráceas (Figs. 4B-4F).
Interpretación. Esta asociación se depositó en
condiciones lacustres de tranquilidad, por debajo
del límite inferior del nivel del agua. La existencia
de caráceas sugiere la existencia de una orla de
vegetación en el borde del lago. Los rasgos de
emersión, reflejados en la porosidad, pueden atribuirse a bioturbación debida a raíces, e indica
fluctuaciones en el nivel del agua en áreas poco
profundas o litorales. La ausencia de materia orgánica en cantidades apreciables revela que
estos lagos habría tenido una columna de agua
bien oxigenada, un hecho que favorece el desarrollo de fauna bentónica.
Por otra parte, la sedimentación detrítica (facies
L) se realiza en áreas relativamente profundas,
debido a algún tipo de corriente de fondo que
provoca el arrastre de material que es principalmente fragmentos de gasterópodos y ostrácodos
y, al mismo tiempo provoca la entrada de oxígeno
en las aguas del fondo del lago. Durante períodos
de inundaciones el agua dulce entra en el lago,
causando un aumento en el nivel de agua del
lago, y la sedimentación de detríticos gruesos en
las zonas marginales. La circulación de las aguas
del fondo sería completa en este sistema lacustre, junto a una orla palustre con rasgos parciales
de exposición subaérea.
Tabla 2 -.
Interpretación de las
asociaciones de facies
y la unidad
estratigráfica donde
aparecen.
La ALF forma una secuencia estratocreciente
compuesta por margas y calizas (facies M y Cr)
(Tabla 2). Las margas son masivas y forman
capas que se extienden lateralmente cientos de
metros. Se caracterizan por la presencia de diversas formas de gasterópodos (Hydrobia y Valvata) completas o fragmentadas, caráceas, restos
de piezas faríngeas de peces y también ostrácodos. Estos últimos están representados por Cyprideis en más del 90% de la asociación
paleontológica.
La facies Cr son microcristalinas, blancas y con
procesos de edafización y bioturbación por raíces.
Al microscopio son mudstone de aspecto masivo,
nodulares y bastante compactas con restos fósiles de gasterópodos, caráceas y ostrácodos. Presenta una textura grumoso-peletoidal, a veces
cierta tendencia horizontal en la porosidad. La alteración edáfica produce una fisuración de tipo
canal con agrietamientos curvos, debida a la alteración edáfica de raíces, que se rellenan de
forma geopetal, inicialmente con micritas (parcial)
y después con esparita en textura equigranular
xenotópica. Aparecen rasgos edáficos criptocristalinos de óxidos de hierro formando nódulos impregnativos compuestos, ramificados y formando
hileras.
Interpretación. La gran abundancia de Cyprideis
y sus características morfológicas como la ornamentación reticulada están relacionadas con subambientes sedimentarios lacustres, altamente
oxigenados según Bodegart (1983). Este tipo de
asociaciones de facies es un ejemplo de la ten-
dencia hacia la somerización, derivada de la reducción del estrato de agua, con la instalación
de áreas palustres, más o menos extensas, colonizadas por vegetación. La presencia de vegetación sugiere el desarrollo de un nivel acuático
poco profundo y de agua dulce previo a la próxima transgresión lacustre.
La presencia de paligorskita estaría en relación
con procesos de formación de costras mientras
que la repetición constante de esta secuencia en
sentido vertical sugeriría ciclos sucesivos de profundización-somerización con oscilaciones del
nivel de agua.
5. MICROfAUNA
La variación vertical en las asociaciones de facies
permite interpretar la existencia de dos ciclos lacustres de rango menor, que se definirán en el
apartado siguiente. En el registro sedimentario
mioceno se aprecia la evolución de la cuenca lacustre a gran escala, desde la parte inferior con
un lago carbonatado (Facies Dueñas), hasta la
parte superior con un lago estable sulfatado y salino (Facies de Las Cuestas).
En la parte inferior del registro sedimentario
(Facies Dueñas) la microfauna de ostrácodos es
muy abundante y su estado de preservación
puede considerarse como excelente, conservándose totalmente valvas enteras de taxones muy
frágiles así como detalles tanto estructurales
como ornamentales muy delicados. La asociación
está claramente dominada por Cypridarum y por
diferentes formas de Candonidae. Entre estas últimas, el mayor porcentaje corresponde a Can-
dona albicans (BRADY) (Fig. 4 B) siendo minoritarias Candona procera (STRAUB), Candona aff.
dravensis (SOKAC) (Figs. 4 C and D) y Candona
sp. Otras formas minoritarias de ostrácodos son
Paralimnocythere rostrata (STRAUB) y Cyprinotus
salinus (BRADY). También es notable la presencia de gasterópodos (muy fragmentados) y caráceas con abundantes gironitos muy bien
preservados. La asociación de ostrácodos con
Cypridarum representa condiciones agua dulce
(oligohalinas).
En la parte superior del registro sedimentario
(Facies de Las Cuestas) la microfauna muestra
una gran riqueza de ostrácodos en excelente estado de preservación de las valvas. Destaca la
abundancia de Cyprideis, no presente en la parte
inferior, y representando a más del 90 % de la
asociación de ostrácodos. El resto del conjunto
viene definido en porcentajes similares por Candona cf. bitruncata (CARBONELL), Candona aff.
dravensis (SOKAC), Candonopsis kingsleyi
(BRADY & ROBERTSON), Ilyocypris gibba
(RAMDHOR) (Fig. 4 E) y Limnocythere inopinata
(BAIRD) (Fig. 4 F). También sigue siendo notable
la presencia de caráceas, de piezas faríngeas de
peces y algunos gasterópodos, entre los cabe diferenciar Hydrobia y Valvata.
En ambas partes aparecen ampliamente representadas valvas de ostrácodos bien preservadas
y en ocasiones hasta articuladas, junto con gasterópodos muy fracturados o completos. Este
hecho, muy posiblemente haya que relacionarlo
con la existencia de dos comunidades distintas.
Una representada por ostrácodos autóctonos y
gasterópodos completos y otra, parcialmente removilizada, constituida por los fragmentos de gasterópodos y mezcladas por corrientes tractivas.
Las condiciones no se mantienen constantes a
lo largo del tiempo. Hay variaciones en la concentración de sales disueltas, como se deduce
del cambio en las especies que dominan en cada
parte del registro sedimentario. La presencia de
Cyprideis permite obtener condiciones paleoambientales del lago y ecofenotípicas específicas.
Por ejemplo, la ornamentación lisa que presentan
las valvas permite deducir un medio típicamente
oxigenado (Bodegart, 1983). Actualmente el género Cyprideis es considerado como una especie
oportunista al ser capaz de soportar cambios de
salinidad de las aguas en la cuenca lacustre. El
modo de vida que se indica para este género se
refiere concretamente a una forma endobionte
muy somera dentro de los primeros milímetros
del sedimento y con un tipo de alimentación limícola (Rodríguez Lázaro, 1988). La gran abundancia de este género frente a los otros en la parte
superior, permite deducir un aumento del ión sulfato disuelto en las aguas.
Si este hecho se compara con los que aparecen en la parte inferior, que indican claramente
un medio lacustre con aguas carbonatadas, se
puede deducir que, en la sucesión estratigráfica
se registra un cambio evolutivo de las agua. Este
cambio se manifiesta por la evolución química de
las aguas del lago que pasan de carbonatadas
(oligohalinas) en la parte inferior a sulfatadas (mesohalinas) en la parte superior, como resultado
del aumento de los iones sulfato disueltos en el
Figura 6 -.
Modelo sedimentario.
agua, aunque sin llegar a altas concentraciones
de iones de sales tipo salmuera.
6.- EsTRATIGRAfÍA sECUENCIAL.
INTERpRETACIÓN y DIsCUsIÓN
Las asociaciones de facies, el contenido micropaleontológico y los ambientes sedimentarios indican que los depósitos miocenos continentales
del noreste de la cuenca del Duero fueron depositados por una interacción entre sistemas sedimentarios aluviales-fluviales distales y lacustres.
La transición vertical de facies comprende arenas
y conglomerados fluviales interdigitados con depósitos de lutitas, margas y calizas de cuencas
lacustres (Fig. 6). Las unidades estratigráficas se
han subdividido en dos secuencias deposicionales, Secuencia Deposicional Dueñas (DDS) y Secuencia Deposicional Cuestas (CDS). Se
corresponden con secuencias de orden inferior
en la jerarquía de la estratigrafía secuencial. El
término secuencia deposicional se utiliza aquí
para identificar una sucesión de estratos genéticamente relacionados limitada por discordancias.
Ambas secuencias deposicionales representan
ciclos relacionados con progradaciones y retrogradaciones de los sistemas de abanico aluviales-fluviales y/o elevaciones y caídas de nivel de
agua lacustre.
La secuencia DDS abarca la parte superior de
la Facies Dueñas en el sector sur, y al norte la
parte inferior de las Facies Alar del Rey y Grijalba-Villadiego. Sólo aflora el techo de esta secuencia. La secuencia CDS abarca por el norte,
la parte superior de las Facies de Alar del Rey y
Grijalba-Villadiego y por el sur, la parte distal de
la Facies Grijalba-Villadiego y las Facies Cuestas
y Páramos.
La parte superior de DDS representa un ciclo
de profundización, así como la retrogradación de
los abanicos aluviales y sistemas fluviales hacia
el borde de la cuenca (superficie lacustre de inundación máxima). La CDS comienza con un
fuerte episodio de somerización, los abanicos aluviales y sistemas fluviales y la posición de la línea
de costa lacustre migran hacia la cuenca (superficie lacustre de máxima regresión). Hacia la
mitad de CDS las margas y lutitas indican un aumento de los niveles lacustres, la costa migra
hacia el continente (superficie lacustre de inundación máxima). La parte superior de CDS muestra un ciclo somerización progresivo. Las calizas
de la Facies Páramo manifiestan un nuevo cambio en las condiciones ambientales que son progresivamente menos profundas.
Ambas secuencias presentan conglomerados
en el sector norte (asociación de facies AFA), que
son interpretados como el resultado de la acre-
ción y migración de barras longitudinales y transversas. En la Facies Alar del Rey los depósitos
de conglomerados de espesor grande y lateralmente, extensos y multihistoriados, probablemente se acumulan en sectores activos del
abanico aluvial dominados mayoritariamente por
sistemas fluviales de baja sinuosidad. La composición carbonatada de los clastos sugiere el desmantelamiento de los relieves Mesozoico situados
al norte (dirección de la paleocorrientes hacia el
S y SSE). La distancia entre el borde de la
cuenca y depósitos lacustres es aproximadamente 6 Km, por lo que el radio del abanico aluvial no superó los 10 Km.
Lateralmente hacia el sur las asociaciones de
facies FA representan el relleno de canales fluviales activos con barras longitudinales y transversales de grava y arena y depósitos de llanura
de inundación. Los paleosuelos bien desarrollados (calcretas) en la Facies Grijalba-Villadiego
sugieren condiciones de reemplazamiento o sustitución de silicatos por carbonato cálcico formando nódulos y calcretes. Estos procesos son
favorecidos por la actividad biológica de las raíces
de las plantas. Más hacia el sur, los ambientes
sedimentarios de ambas secuencias deposicionales están representados por las asociaciones
PFA y FLA, interpretadas como un producto de
la sedimentación en lagos de baja pendiente con
márgenes palustres. La alternancia en estaciones
seca y húmeda permite al lago subir y bajar el
nivel de las aguas y ocasionar que sectores extensos queden primero cubiertos de agua y después con exposición subaérea.
Las secuencias deposicionales descritas probablemente estén relacionadas con la influencia
del clima y con episodios pulsantes de cambios
en el nivel de las aguas. Estos ambientes sedimentarios de abanico aluviales, sistemas fluviales
y sistemas lacustres están principalmente condicionados por la estacionalidad de un clima como
el Mediterráneo y menos por la actividad tectónica. Este clima es el principal proceso alogénico
en la cuenca y está corroborado por los análisis
de polen realizados en sedimentos de áreas próximas (p. ej. Valle et al., 2006). La ausencia de
discontinuidades sedimentarias indica que el control tectónico no parece tener importancia en el
depositional model.
El cambio en la microfauna en el registro sedimentario indica un cambio en las condiciones químicas de las aguas, de oligohalinas en DDS, a
mesohaline en CDS. En consecuencia, la composición química de las aguas varió de carbonatadas a sulfatadas, aunque no llega a una alta
concentración salina. Esto es corroborado por la
presencia de Hydrobia, que indica episodios de
fuerte salinidad en el ambiente (p. ej. Adam,
1960). Dado el carácter endobionte y limícola que
presenta actualmente este gasterópodo, la profundidad de las aguas en CDS no superaría los
30 m.
7. CONCLUsIONEs
Se ha realizado el análisis sedimentológico de la
sucesión miocena en el área de Villadiego (dominio noreste de la cuenca del Duero) y el análisis de la microfauna fósil en varias unidades. La
interpretación de las secuencias deposicionales
de rango inferior permite (1) la interpretación ambiental de las variaciones de nivel lago y (2) la
construcción de un nuevo modelo sedimentario.
El análisis estratigráfico, las medidas de paleocorrientes y otras características sedimentológicas han sido herramientas muy adecuadas para
interpretar las asociaciones de facies y determinar
el ambiente sedimentario y los procesos involucrados.
Las secuencias deposicionales DDS y CDS
están caracterizadas por abanicos aluviales, sistemas fluviales y ambientes sedimentarios lacustres someros y profundos interconectados de
norte a sur. En los sectores del norte, son dominantes los conglomerados de la Facies Alar del
Rey (AFA y FA). Hacia el sur, la transición hacia
la Facies Grijalba-Villadiego se manifiesta por
arenas y conglomerados (BFA y DFA). Estas asociaciones de facies están conectadas lateralmente hacia el sur con la Facies Dueñas y la
Facies de Las Cuestas representadas por margas
y calizas (PFA y LFA).
La microfauna revela un cambio en las condiciones ambientales química de las agua, desde
oligohalinas y gaseosas en DDS, mesohaline
y sulfatadas en CDS. También se observa
una mayor en profundidad en las aguas de
CDS.
La parte superior de DDS representa un ciclo
de profundización de rango inferior con una su-
perficie lacustre de máxima inundación. La secuencia CDS se inicia con una fuerte somerización con una superficie lacustre máxima regresiva
en la base. Posteriormente se desarrolla un ciclo
de profundización-somerización de menor rango
con una superficie lacustre de máxima inundación
y finalmente, una somerización progresiva en la
parte superior.
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