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COMITÉ CIENTÍFICO / SCIENTIFIC COMMITTEECOMITÉ CIENTÍFICO / SCIENTIFIC COMMITTEE

Introducción

El sinclinal de Tamames, situado en elSur de la provincia de Salamanca (Fig. 1),fue estudiado en el siglo XIX y su conoci-miento actualizado por diferentes especia-listas en el siglo XX (Díez Balda, 1986;Yenes et al., 1999 y referencias citadas). Noobstante, su inclusión en el dominio de plie-gues verticales tempranos de la orogeniaVarisca (fase convergente primera: C1) dela división estructural de la Zona Centro Ibé-rica (ZCI) propuesta por Díez Balda et al.(1990) resulta incoherente en los recientesmodelos generales propuestos para el Ma-cizo Ibérico (Martínez Catalán et al., 2014

GEOGACETA, 62, 2017

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Recepción: 29 de diciembre de 2016Revisión: 24 de marzo de 2017Aceptación: 26 de abril 2017

Geogaceta, 62 (2017), 3-6ISSN (versión impresa): 0213-683XISSN (Internet): 2173-6545

Aportaciones estructurales al conocimiento del sinclinal de Tamames:Dominio del Esquisto Grauváquico de la Zona Centro Ibérica

(Macizo Ibérico)

Structural contributions on the Tamames syncline: Schist and Greywacke Domain of the Central Iberian Zone(Iberian Massif)

Emilio González Clavijo1, Guillermo Martín García2, José R. Martínez Catalán2 y Juan Gómez Barreiro2

1 IGME, Azafranal 48, 1ª, 37001, Salamanca, [email protected] Departamento de Geología, Universidad de Salamanca, Pl. Merced s/n, 37008, Salamanca, [email protected], [email protected], [email protected]

ABSTRACT

A structural study on the eastern part of the Tamames syncline, in theCentral Iberian Zone (CIZ) of the Variscan Massif, discloses that thetectonic foliation related to the major folds is a late-Variscan crenulation.This foliation is roughly coeval to the thermal metamorphism generatedby Los Santos granite (309-307 Ma). The axial planes of these folds aredisplaced when they cross cut the Toledanic unconformity creating theillusion of a non-schistose pre-Ordovician folding event. Later on, opensub-horizontal folds with associated crenulation cleavage are generatedby a late-Variscan extensional event, as recognized in other areas of theCIZ. The evidence of a late-Variscan age for the shortening phase thatgenerated the Tamames syncline is consistent with the existence of theCentral Iberian Arc in the Iberian Massif.

Key-words: Major folds, Late-Variscan, Central Iberian Arc.

RESUMEN

Un estudio estructural del sector oriental del sinclinal de Tamames, en laZona Centro Ibérica (ZCI) del Macizo Ibérico, evidencia que la foliación tectónicaasociada a los pliegues mayores es una crenulación que, por su relación temporalcon el metamorfismo térmico del granito de Los Santos (309-307 Ma), corres-ponde a una convergencia tardi-Varisca. Estos pliegues, al afectar a los materialespor encima y debajo de la discordancia Toledánica, presentan un salto de susplanos axiales, creando la falsa apariencia de una fase de plegamiento pre-ordo-vícica no esquistosa. Una extensión tardía genera pliegues abiertossubhorizontales con crenulación asociada, como los encontrados en otros sec-tores de la ZCI. La evidencia de una edad tardi-Varisca para la el acortamientoque generó el sinclinal de Tamames es coherente con el modelo del Arco CentroIbérico del Macizo Ibérico.

Palabras clave: Pliegues mayores, Varisco tardío, Arco Centro Ibérico.

Fig. 1.- Situación de lazona estudiada en elMacizo Ibérico (asteris-co) y su posición en elpropuesto Arco CentroIbérico (ACI). MartínezCatalán et al. (2014).Fig. 1.- Location of thestudy area in the IberianMassif and its position(asterisk) in the CentralIberian Arc (ACI). Mar-tínez Catalán et al.(2014).

y referencias citadas). El Arco Centro Ibérico(ACI), de edad tardi-Varisca (C3) propuestoen ese modelo propone que los plieguesmayores, dispuestos longitudinalmente a laZCI, entre los que se encuentra el de Tama-mes, no son el resultado del acortamientoinicial. Para comprobar si este sinclinal esuna estructura temprana (C1) o tardía (C3)se realizaron trabajos de campo y micro-es-tructurales, centrados en el sector Este delflanco Norte del sinclinal, que fueron com-plementados en el flanco Sur (corte del ríoAlagón), con el resultado de una actualiza-ción del mapa geológico local y un nuevoesquema de las fases variscas de deforma-ción registradas en el sector.

Estructura del sector estudiado

El sinclinal, de dirección NO-SE, pliegauna secuencia paleozoica metasedimentariade bajo grado (Cámbrico inferior a Devó-

nico). Una descripción general de las unida-des litoestratigráficas implicadas puede ob-tenerse en Díez Balda (1986), MartínHerrero et al. (1990) y Gutiérrez-Alonso etal. (2011). Un rasgo destacado de esta se-cuencia es la existencia de una discordanciaangular que separa los sedimentos delCámbrico inferior de los del Ordovícico In-ferior: la discordancia Toledánica. Sobre éstaaparece de modo discontinuo, y con unapotencia máxima de 75 m, una formacióndenominada en este trabajo La Rollarina, yque inicia la secuencia ordovícica en lazona. Aunque había sido referida como elconglomerado basal de la Cuarcita Armori-cana, es más descriptivo definirla como unasecuencia rítmica, compuesta por bancosgrano-decrecientes con espesores inferioresa 1 m, formados por arenas medias a grue-sas y conglomerados poco abundantes,constituidos por cantos redondeados y me-nores de 1 cm de cuarzo blanco, en la parte

inferior de algunos ciclos. El color de la for-mación es blanco, aunque localmente pre-senta tonos ocres y rojizos en su matriz.En el sector estudiado (Fig. 2), la Cuar-

cita Armoricana forma pliegues cartográfi-

GEOGACETA, 62, 2017 E. González Clavijo, G. Martín García, J. R. Martínez Catalán y J. Gómez Barreiro

4 Geología Estructural y Tectónica / Structural Geology and Tectonics

Fig. 2.- Mapa geológico estructural de detalle del sector estudiado en el que se han identificado pliegues de escala cartográfica de la fase varisca denom-inada C3 en el esquema general de fases de deformación para el NO de Iberia.

Fig. 2.- Detailed geological-structural map of the studied sector, where map-scale folds have been identified and ascribed to C3 Variscan phase of thegeneral deformation scheme for the NW of Iberia.

Fig. 3.- Microfotografía de las Pizarras de LaBastida mostrando el clivaje de crenulación(S3) deformando al pizarroso regional (S1).

Fig. 3.- Microphotograph of La Bastida Slatesdisplaying the crenulation cleavage (S3) whichdeformed the regional slaty cleavage (S1).

cos de un orden menor que el sinclinal deTamames. Como el sinclinal mayor, estas es-tructuras están orientadas NO-SE, conplano axial subvertical y presentan, en laslitologías favorables (Pizarras de la Bastida),una esquistosidad de crenulación asociada(Fig. 3) ya descrita por Yenes et al. (1999).La foliación tectónica previa es un clivaje

pizarroso que puede ser observado en todala región. La relación geométrica entre esteprimer clivaje y la estratificación indica queesta foliación tectónica no está relacionadacon el sinclinal de Tamames, sino que fue for-mada en una fase anterior de deformación yplegada posteriormente. El diedro entre estaprimera foliación y la capas es constante entodo el sector y coherente con pliegues (noobservados) vergentes hacia el NE. Este clivajees, por tanto, coincidente con el generado porla primera fase varisca en gran parte del NOde Iberia (sector de los pliegues F1 vergentesal NE de Díez Balda et al., 1990) y puede serconsiderado el C1 varisco (Fig. 4).El granito de Los Santos, situado al SE

del sinclinal de Tamames, genera una au-reola de metamorfismo térmico que afectaa parte del sector estudiado (Fig. 2), permi-tiendo observar las relaciones entre la blas-tesis de los minerales de baja P / alta T(andalucita y cordierita) y el clivaje de cre-nulación (Fig. 5).Como refleja la microfotografía, este se-

gundo clivaje se ha formado previa a sin-crónicamente del evento térmico delgranito. La edades radiométricas obtenidaspara el granito de Los Santos (309-307m.a.; Zeck et al., 2007; Gutiérrez-Alonso etal., 2011) indican que esta crenulación es

contemporánea de la foliación C3 en la ZCIdel NO de Iberia (316-308 m.a.; Dallmeyeret al., 1997). Estos datos permiten concluirque los pliegues mayores estudiados, y elpropio sinclinal de Tamames, se formarondebido a un acortamiento tardi-varisco que,por su orientación y edad, puede ser ads-crito a la tercera fase regional (C3).El ángulo diedro entre las capas de los

materiales cámbricos y ordovícicos, causadopor la discordancia angular, genera un saltoen los planos axiales de los pliegues C3 de-bido a condicionamientos geométricos(Figs. 2 y 6). El plegamiento pre-ordovícicoaparente que muestra el mapa en la Calizade Tamames se debe únicamente a esteefecto (ver Ramsay, 1977, pág. 529), comoapoya la ausencia de foliaciones tectónicaspre-ordovícicas en los materiales cámbricos.En el sector estudiado se ha identifi-

cado otro sistema de plegamiento consti-tuido por pliegues de amplitud decamétrica,subhorizontales y poco aplastados (Fig. 4)que deforman los pliegues C3 antes descri-tos. Localmente son más aplastados y ge-neran una foliación tectónica de plano axial,con buzamiento suave al SE, en las litolo-gías favorables. Estos pliegues son respon-sables de la oscilación alrededor de lavertical de la estratificación y de las folia-ciones tectónicas anteriores (C1 y C3) quese observan en el mapa (Fig. 2) y en el corteesquemático (Fig. 4).

Conclusiones

Los datos estructurales observados enla parte más oriental del sinclinal de Tama-

mes confirman que los pliegues mayoresexistentes en el sector se formaron en unevento contractivo tardi-varisco (C3), comosustenta la relación de su foliación tectónicaasociada (S3) con la previa (S1) y con lablastesis de los minerales índice del meta-morfismo térmico generado por el granitode Los Santos.La adscripción de los pliegues carto-

gráficos a un evento contractivo, de di-rección NE-SO, desarrollado al final de laorogenia, es coherente con la existencia deun gran arco orogénico (el ACI), formadodurante los eventos tardíos del orógenoVarisco. Estos pliegues tardíos (C3) se dis-ponen aproximadamente paralelos alplano axial del ACI, lo que permite propo-ner una sincronía entre la C3 y la genera-ción o re-aplastamiento del ACI (MartínezCatalán et al., 2014), mientras que si lospliegues fuesen tempranos (C1) deberíande aparecer reorientados por él y deli-neando el oroclinal.La existencia del ACI, su edad y géne-

sis constituyen un interesante tema de de-bate desde que esta antigua propuesta(Staub, 1927; Du Toit, 1937; Dvorak, 1983)fue retomada en diferentes trabajos (Aer-den, 2004; Martínez-Catalán, 2011; Shawet al., 2012; Johnston et al., 2013; Murphyet al., 2016; Dias et al., 2016; Pastor-Galán et al., 2016). La confirmación deque el Sinclinal de Tamames es un estruc-tura tardivarisca (C3) posibilita la edad ymodelo defendidos por Martínez-Catalánet al. (2014) mientras que es problemáticade encajar con los datos presentados enlas otras propuestas.

GEOGACETA, 62, 2017

5Geología Estructural y Tectónica / Structural Geology and Tectonics

Aportaciones estructurales al conocimiento del sinclinal de Tamames: Dominio del Esquisto Grauváquicode la Zona Centro Ibérica (Macizo Ibérico)

Fig. 5.- Microfotografía de la Pizarras de LaBastida en la que se observa el clivaje de cre-nulación (S3) deformando al pizarroso regional(S1), dentro y fuera de los porfiroblastos deandalucita (And).

Fig. 5.- Microphotograph of La Bastida Slatesdisplaying the crenulation cleavage (S3) whichdeformed the regional slaty cleavage (S1), bothinside and outside of the andalusite porphyro-blasts (And).

Fig. 4.- Corte esquemático del sector oriental del Sinclinal de Tamames. Las fotografías muestran lasrelaciones entre la estratificación (S0) y las foliaciones tectónicas asociadas a las fases de deformaciónvarisca contractiva temprana (C1), contractiva tardía (C3) y extensional final (E2).

Fig. 4.- Schematic cross section of the eastern part of the Tamames Syncline. The photographs displaythe relationship between bedding (S0) and the tectonic foliations generated by the early contractive(C1), late contractive (C3) and final extensional (E2) Variscan events

E. González Clavijo, G. Martín García, J. R. Martínez Catalán y J. Gómez Barreiro


Otro aspecto estructural relevante es laausencia de pliegues y foliaciones tectóni-cas pre-ordovícicos, pues los observables enla Caliza de Tamames son tardi-variscos.Este dato sugiere que la discordancia Tole-dánica en el sector se formó por bascula-miento de bloques a causa de unaextensión cortical alrededor del límite tem-poral cambro-ordovícico y no por un eventocontractivo.También se han identificado, por pri-

mera vez en este sector, pliegues con folia-ción tectónica de plano axial subhorizontalposteriores a la C3. Estructuras semejantesse conocen en otros sectores de la ZCI, es-pecialmente alrededor de los Macizos Alóc-tonos de Bragança (González Clavijo, 2006)y Morais (Dias da Silva, 2014), habiendosido interpretadas como un evento exten-sional tardío de la orogenia (E2).

Agradecimientos

Este trabajo es un resumen de la Tesisde Fin de Grado realizada en 2016 por Gui-llermo Martín García en el Departamentode Geología de la Universidad de Sala-

manca. El IGME (Unidad de Salamanca) hacolaborado en la dirección de la tesis. Losautores agradecen las correcciones de losrevisores Fernando Álvarez Lobato y GabrielGutiérrez Alonso que con sus interesantessugerencias han ayudado a mejorar esteartículo. La financiación de estos trabajossólo puede expresarse como en las viejasinscripciones latinas: D.S.P.F. (De Sua Pecu-nia Fecit), dado que ha sido soportada eco-nómicamente en su práctica totalidad porlos autores.

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Fig. 6.- Corte esquemático I-I’ de la Fig. 2 mos-trando el desplazamiento en escalón de los pla-nos axiales de los pliegues C3 a ambos ladosde la discordancia angular Toledánica.

Fig. 6.- Simplified cross section I-I’ on Fig. 2showing the en echelon displacement of C3axial planes when crossing the Toledanic angu-lar unconformity.

Introducción

Las rocas de falla en régimen frágil abar-can una amplia variedad de comportamientosen función de su distribución granulométrica,composición mineralógica y química. Todosestos aspectos controlan de forma general elcomportamiento geomecánico e hidrogeoló-gico del macizo rocoso en su conjunto, y delplano de falla en particular (Ishikawa et al.,2014). La roca de falla (FG, fault gauge)de lafalla de Alhama de Murcia (FAM) tiene un

espesor de más de 80 metros, de los cuales50 están formados por la roca de falla, detono más oscuro, próxima al bloque levantadoy que ha sido exhumada desde varios kilóme-tros de profundidad (Rodríguez-Escudero,2014). La FG acomoda una deformaciónimportante desarrollando una macroestruc-tura tectónica paralela o semiparalela a laestructura principal, junto a otras microestruc-turas mucho más complejas desarrolladasdurante las sucesivas etapas de deformación.La complejidad de este tipo de materiales con

una historia de deformación superpuesta,génesis variada (roca madre) y procesos syn ypost-deformacionales, dificulta el estudio delos factores que controlan su formación, asícomo el grado de influencia de cada uno deellos. No obstante, numerosos autores (e.g.,Solum et al., 2003) han señalado que lamicroestructura tectónica y la composiciónmineralógica de las arcillas son los elementosque más contribuyen a la forma y comporta-miento geomécanico del macizo en suconjunto, y de los planos de la FG en particu-

GEOGACETA, 62, 2017


Recepción: 1 de febrero de 2017Revisión: 5 de abril de 2017Aceptación: 26 de abril 2017


ABSTRACT

We present the results of the mechanical parameters of natural clay richfault-rock (fault gouge) from one of the most active faults in the Iberian Pe-ninsula, Alhama de Murcia Fault (FAM). FAM shows segments partially for-med by exhumed fine grained fault gouge (FG) with a 50-80 m thicknessdeveloped mainly in a brittle regime. It is composed mainly by mica (musco-vite and paragonite) and quartz, the clay minerals are mainly illite with somecaolinite. The FG shows a notable tectonic fabric characterized by the prefe-rred orientation of plate-like minerals arranged in an anastomosing texturewhich controls the mechanical behavior of the fault. Undisturbed samples,taken from two fault observatory boreholes, have been used for laboratorytests. The result of the study shows that there is important variability instrength properties depending on the stress orientation in relation to fabric.The friction angle (φ) varies between very low values (16ᵒ-26ᵒ) for planesoriented favorably to the tectonic fabric to very high values (>50ᵒ) for planesunfavorably oriented. This high value of friction angle was also obtained inreconstructed and not oriented FG samples.

Key-words: Fault gouge, Alhama de Murcia fault, mechanical properties,tectonic fabric.

RESUMEN

En este trabajo se presenta el estudio de los parámetros mecánicos de laroca de falla (fault gouge) de la falla de Alhama de Murcia (FAM) próxima albloque levantado. Esta falla es una de las más activas de la Península Ibérica ydestaca por tener segmentos con un espesor de roca de falla (FG) exhumadade 50-80 m de espesor en régimen frágil. Su composición mineralógica se com-pone mayoritariamente por minerales del grupo de la mica (moscovita yparagonita) y cuarzo; en la fracción arcillosa predomina la illita acompañadapor caolinita. Muestra una marcada fábrica tectónica caracterizada por la orien-tación preferente de los minerales laminares según una textura anastomosadaque controla la resistencia mecánica de la falla. Para este estudio se han tomadomuestras inalteradas procedentes de dos sondeos sobre los que se han reali-zado distintos ensayos de esfuerzo-deformación considerando diferentesorientaciones de los esfuerzos respecto a la fábrica. El ángulo de fricción (φ)varía desde valores mínimos (16ᵒ-26ᵒ) para los planos de rotura orientadosfavorablemente a la fábrica tectónica hasta valores máximos (>50ᵒ) para losplanos orientados desfavorablemente. Estos elevados valores fueron obtenidostambién en muestras remoldeadas de FG sin orientaciones preferentes.

Palabras clave: Roca de falla, falla de Alhama de Murcia, propiedadesmecánicas, fábrica tectónica.

Caracterización geotécnica y geomecánica de la roca de falla de lafalla activa de Alhama de Murcia

Geotechnical and geomechanical characterization of the fault gouge of the active Alhama de Murcia fault

Pablo Rodríguez-Soto1, Meaza Tsige1, Juan M. Insua-Arevalo1, Jose J. Martínez-Diaz1,2, Emilio Rodriguez-Escudero3 yDavid Jiménez Molina1

1 Dpto. de Geodinámica, Facultad de Ciencias Geológicas, Universidad Complutense de Madrid. 28040 Madrid.

[email protected], [email protected], [email protected], [email protected] Instituto de Geociencias, IGEO (CSIC-UCM). 28040 Madrid. [email protected]

3 Dept. Geología y Geoquímica, Facultad de Ciencias, U. Autónoma de Madrid. c/ Francisco Tomás y Valiente, 7. [email protected]

lar. Esta influencia se ve fundamentalmentereflejada en los valores del coeficiente de fric-ción, incremento de presión de poros y eldebilitamiento de la zona de falla y, por tanto,en el grado de deformación de estos materia-les. Por otra parte, parece evidente la variaciónde estas propiedades en función de la orien-tación con respecto a la fábrica tectónica o ala microfábrica de minerales laminares, aunsiendo estos una fracción muy reducida (Rut-ter et. al., 2013). En este trabajo se presentael estudio del comportamiento mecánicosobre muestras obtenidas en dos sondeos.

Contexto Geológico

En 2011, la rotura de una pequeña sec-ción situada entre el segmentoLorca-Totana y el segmento Goñar-Lorca(Vissers y Meijninjer, 2011; Martínez-Díaz etal., 2012) fue la responsable del terremotode Lorca de Mw 5,2, que causó 9 víctimasmortales, 300 heridos, daños severos en1.200 edificios y pérdidas estimadas de2.000 millones de euros.

Las muestras estudiadas se hantomado en dos sondeos realizados sobrela FAM, en el segmento Goñar-Lorca, a 3km al SO de Lorca, cerca de la rambla deLa Torrecilla (Fig. 1A). Esta falla, con másde 100 km de longitud, es una de las másactivas de la Península Ibérica formandoparte de la zona de cizalla de las BéticasOrientales.

En la zona de estudio la deformación seconcentra en una única zona de falla, reco-nociéndose los siguientes materiales(Espinosa Godoy et al., 1974):

- El bloque levantado aflorante situado al NOy perteneciente al Complejo Alpujárride, pre-senta una esquistosidad muy replegadacortada por venas de cuarzo centimétricas.

- En el bloque hundido, situado al SE, aflo-ran los materiales terciarios y cuaternariosque rellenan la fosa tectónica del Guada-lentín, los cuales aparecen basculados ydeformados por la falla.

- La FG estudiada, es de un color grisoscuro y presenta una marcada fábricatectónica además de incluir tambiénvenas y nódulos de cuarzo (Fig. 1B).

Materiales

Los materiales empleados para el estu-dio de este trabajo pertenecen a testigosobtenidos en dos sondeos de investigación:el sondeo FAM-1, de 174 m, que atraviesael bloque levantado y la FG, y el sondeoFamSis-1 que comienza en la FG aflorantey llega a 40 m de profundidad.

Muestras

En la Tabla I se recogen las muestras yensayos realizados para la elaboración deeste estudio (Fig. 2, Tabla I).

Metodología

Se determinó la humedad y densidadasí como los límites de Atterberg en el labo-ratorio siguiendo la normativa UNE.

Para la obtención de los parámetrosresistentes se han realizado tres tipos deensayos: resistencia a compresión simple,resistencia triaxial variando la dirección deaplicación del esfuerzo máximo con res-pecto a la fábrica tectónica a macroescalay corte directo. Por otro lado, se analizó sucomposición y microfábrica mediantedifracción de rayos X y microscopio electró-nico de barrido (MEB).

Para los ensayos de resistencia, se hanpreparado las siguientes probetas:

- Probetas de compresión uniaxial “RCS”talladas siguiendo la dirección del eje delsondeo con la fábrica tectónica que formaun ángulo de 70º respecto al plano sobreel que se aplica σ1.

- Probetas de compresión triaxial orientadas“TT” talladas de manera análoga a lasprobetas RCS (Fig. 3A).

- Probetas de compresión triaxial orientadas“TO” talladas para hacer coincidir losesfuerzos aplicados (máximo y mínimo)con la dirección de los esfuerzos del régi-men tectónico actual. De esta manera lafábrica forma un ángulo de 20º con elplano sobre el que se aplica σ1 durante elensayo (Fig. 3B).

- Probetas de corte directo inalteradas“CDT” donde la fábrica quedaría orien-tada cuasi-perpendicularmente al planode corte o plano de rotura (Fig. 3C).

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Fig. 1.-A) Ubicación de los sondeos FAM-1 y FamSis-1 (modificado de Martinez-Díaz, 1998) B) Aspectode la roca de falla en afloramiento. Ver figura en color en la web.

Fig. 1.- A) Location of the boreholes FAM-1 and FamSis-1 (modified from Martinez-Diaz, 1998) B) Faultgouge in outcrop. See color figure in the web.

Tabla I.- Resumen de las muestras estudiadas.

Table I.- Summary of the studied samples.

Nombrede la

muestraRCS-1

RCS-2CD T-1CD T-2CD T-3CD R-1CD R-2CD Q-1CD Q-2CD Q-3TT-1TT-2TT-3TO-1TO-2TO-3MEB-1

Sondeo

FAM-1

FAM-1FAM-1FAM-1FAM-1FAM-1FAM-1FAM-1FAM-1FAM-1FAM-1FAM-1FAM-1FamSis-1FamSis-1FamSis-1FamSis-1

Profundidad(m)

173,20-174,00

174,75145,83-145,15145,83-145,15145,83-145,15173,20-174,00173,20-174,000,00-174,00**0,00-174,00**0,00-174,00**152,20-153,10152,20-153,10152,20-153,1012,95-13,2512,95-13,2512,95-13,25

135

Ensayorealizado

Resistenaciaa

Simple

Corte Directo

Corte Directo

Corte Doirecto

Triaxial

Triaxial

MEB

Por otro lado se han preparado muestrastamizadas (<0,65mm) y remodeladas “CDR” (sin orientación preferente) con el objetivode estimar la variación del coeficiente de fric-ción en los materiales que forman la mayorparte de la matriz (fundamentalmente mine-rales laminares) y de los materiales granularesen su mayor parte formados por cuarzo tritu-rado y pulverizado “CD Q”.

Resultados

En afloramiento (Fig. 1), se puede apreciarel elevado grado de fracturación del bloquelevantado Alpujárride. En toda la FG, y de formasistemática, se destaca una fábrica tectónicaplanar, con una orientación y buzamiento cohe-rente con la FAM (Martínez Diaz, 1998). En laFG aparecen incluidos fragmentos del protolito,venas y nódulos de cuarzo. Este cuarzo seencuentra en su mayoría triturado o pulveri-zado. Las muestras analizadas de los testigosde sondeo obtenidos en profundidad mues-tran la misma fábrica y disposición observadasen superficie. (Fig. 2A y B).

La composición mineralógica de la FGestá representada fundamentalmente pormicas (potásica y sódica), cuarzo y, en menorproporción, carbonatos (dolomita, calcita yankerita). En algunas muestras aparece clo-rita. Los minerales de la arcilla estánmayoritariamente representados por illita dedos tipos y por una cantidad muy baja decaolinita. Esto indica que la FG cercana al blo-que levantado está probablemente formadapor un proceso de trituración y conminuciónde la roca original sin presentar aparentesprocesos químicos importantes.

La FG presenta una microfábrica turbostrá-tica de matriz muy fina y de aspecto cataclásticodonde aparece una mezcla de agregados deminerales laminares con una orientación prefe-rente englobando y tapizando a losporfiroclastos triturados y fracturados (Fig. 4).

La humedad natural de la FG es muy baja,con valores entre 9,52% y 10%. Su densidadvaría muy poco, entre 2,35 y 2,37 g/cm³. Pre-senta un índice de plasticidad (IP) de 4,64% yun límite plástico de 21,20%. La FG se podríaclasificar según la USCS como un suelo degrano fino (ML) de baja plasticidad entre losque se incluye el “polvo de roca”.

Parámetros de resistencia

La FG presenta unos valores de resistenciaa compresión simple muy bajos (σc=1,5 y 0,7MPa) siendo propios de suelo duro-roca blanda.Los valores estimados de manera indirecta basa-dos en los ensayos triaxiales muestran unamarcada variación en función de la orientaciónde la fábrica con respecto a la aplicación delesfuerzo axial, siendo máximos cuando esta noes favorable (σc=0,1 MPa).

Los parámetros resistentes, cohesión (c) yángulo de rozamiento interno (φ), dependen dela orientación de la fábrica respecto a los esfuer-zos aplicados en los ensayos realizados (Fig. 5).

Estos ángulos varían desde valores mínimos de16º, cuando la fábrica está favorablementeorientada para la rotura (Fig. 3A), hasta los 51ºcuando ésta se dispone de manera desfavorable.Estos mínimos han sido obtenidos cuando lafábrica formaba un ángulo de 70º respecto alplano de aplicación del esfuerzo máximo. Paralos ensayos en los que el valor de este ángulo deorientación de la fábrica era menor (20º), losparámetros resistentes han aumentado llegandoa valores de φ de 26º. En este caso se produceuna rotura combinada a favor de los planos dediscontinuidad y de la matriz (Fig. 3B).

Cuando la aplicación de esfuerzos tangen-ciales se produce a favor de un plano prefijado(como ocurre en el ensayo de corte directo), yestos son cuasi-perpendiculares a los planos dedebilidad (Fig. 3C), el material presenta valoresde fricción muy altos llegando hasta los 50º.Estos valores son muy similares a los obtenidosen muestras remoldeadas, siendo incluso másaltos que los obtenidos en las muestras con másde 80% de cuarzo, lo que da una idea de sucarácter marcadamente friccional.

Además, en los ensayos de resistencia seha podido observar como las muestras sufrenun proceso de endurecimiento por deforma-ción a altas deformaciones (>10%) (Fig. 6A).El fenómeno de endurecimiento manifiesta un

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Caracterización geotécnica y geomecánica de la roca de falla de la falla activa de Alhama de Murcia

Fig. 4.- Microfotografías de MEB donde se venlas reorientaciones de las láminas de arcilla ro-deando (A) y tapizando a los porfiroclastos decuarzo (B). Ver figura en color en la web.

Fig. 4.- SEM microphotography. Reorientation ofclays in turbostratic microfabric (A) and clay coatingon quartz crystals. (B). See color figure in the web.

Fig. 3.- A y B) Probetas del ensayo triaxial orientadas y esquemas de su rotura. C) Esquema de la disposiciónde la fábrica de la “FG” respecto al plano de rotura en la caja de Corte Directo. Ver figura en color en la web.

Fig. 3.- A) Schematic representation of tectonic fabric orientation in the core, A and B) in triaxial com-pression test, C) Related to a slip surface in direct shear test.

Fig. 2.- Testigo procedente del sondeo FAM-1 confragmentos de protolito Alpujárride (A) y otro enel que se puede apreciar los nódulos de cuarzopulverizado (B). Ver figura en color en la web.

Fig. 2.- FAM-1 core samples. We can notice someinclusions of the “Alpujárride” protolith (A) andpulverized quartz nodules in a black fine grainedmatrix (B). See color figure in the web.

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leve aumento de la cohesión, como reflejan lasenvolventes de rotura obtenidas a bajas yaltas deformaciones (Fig. 6B). También se haobservado que los ángulos de rozamientointerno tienden a homogeneizarse a altasdeformaciones con valores en torno a los 22º,independientemente del tipo de muestra ensa-yada.

Discusión y conclusiones

Con base en los ensayos realizados sepuede concluir que la FG de la FAM es unmaterial que tiene unas características geo-mecánicas y geotécnicas intermedias entresuelo duro y roca blanda aunque presentauna alta densidad. Se presenta como unamatriz que incluye trozos de protolito, venasy nódulos de cuarzo que se encuentra en sumayoría triturada. Los minerales que lacomponen, caracterizados por una superfi-cie específica muy alta y bajo coeficiente defricción, se disponen como agregados lami-nares con una orientación preferente(microfábrica turbostrática) que engloban ytapizan los porfiroclastos triturados.

Los parámetros resistentes obtenidosmediante los ensayos de laboratorio mues-tran valores propios de filosilicatosreorientados que presentan una baja resis-tencia friccional (φ=16º) cuando los planosestán orientados favorablemente para larotura. Cuando estos planos se orientan des-favorablemente se llegan a obtener valoresde φ de 51º. Estos valores friccionales máxi-mos también han sido obtenidos en ensayossobre muestras remoldeadas, lo que puedeestar relacionado con la modificación de lafábrica original, en la que se han perdido losplanos de debilidad, aumentando el ángulode rozamiento entre partículas planares des-ordenadas (filosilicatos).

Estos resultados muestran que, cuandola orientación es favorable, la FG se sitúa enel tramo bajo de los valores propios derocas de falla (Byerlee, 1978).

A medida que aumenta la deformación,la roca sufre un endurecimiento por defor-mación. Este fenómeno produce unaumento de la rigidez del material delnúcleo de la falla por compactación (e.g.Gudmundsson, 2011). Además se ha obser-vado que los ángulos de rozamiento internotienden a homogeneizarse a altas deforma-ciones con valores entorno a los 22º(independientemente del tipo de muestraensayada), pudiendo estar relacionado conla reorientación de los filosilicatos.

En general, los resultados de bajos coe-ficientes de fricción en determinados planoscaracterizados por la presencia de minera-les laminares de baja fricción, podríancontrolar el mecanismo y estilo de deforma-ción de la falla en su conjunto.

Agradecimientos

Este trabajo ha sido financiado por elproyecto INTERGEO (CGL2013-47412-C2-1-P). Agradecemos a Iván Martín Rojas y aun revisor anónimo sus aportaciones.

Referencias

Byerlee, J. (1978). Pure and applied geophy-sics 116(4), 615-626.

Espinosa Godoy, J.S., Martín Vivaldi, J.M.,Martín Alafont, J.M. y Pereda, M. (1974).Mapa geológico y Memoria de la Hoja nº975 (Puerto Lumbreras). Mapa Geológicode España E. 1:50.000 IGME, 14 pp.

Gudmundsson, A. (2011). Rock Fractures inGeological Processes. Cambridge Univer-sity Press, 578 p.

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Martínez Díaz, J.J. (1998). Neotectónica y Tectó-nica Activa del Sector Centro-Occidental de laRegión de Murcia y Sur de Almería (CordilleraBética - España). Tesis doctoral, UniversidadComplutense, de Madrid, 466 p.

Martínez Díaz, J. J., Álvarez Gómez, J. A., Gar-cía Mayordomo, J., Insúa Arévalo, J. M.,Martín-González, F. y Rodríguez Peces, M.J. (2012). Boletín Geológico y Minero123(46), 441-458.

Rodríguez-Escudero, E., Martínez-Díaz, J. J.,Tsige, M., Giner-Robles, J. L. y Cuevas-Rodríguez, J. (2014). 2ª Reunión Ibéricasobre Fallas Activas y Paleosismología,171-174.

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Vissers, R. L. M. y Meijninger, B. M. L. (2011).Solid Earth 2(2), 199.

Fig. 5.- Envolventes de rotura de las muestras obtenidas durante los ensayos de laboratorio

Fig. 5.- Shear stress-normal stress curves and c and φ values for studied samples.

Fig. 6.- A) Gráfico Tensión-Deformación obtenido en el ensayo Triaxial sobre las probetas TT B) Envol-ventes de rotura de la “FG” obtenidas a partir de los ensayos de Compresión Triaxial en rotura y con20% de deformación. Ver figura en color en la web.

Fig. 6.- A) Core samples TT triaxial stress strain curves B) Shear strength and normal stress curves infailure and at 20% deformation. See color figure in the web.

Introducción

La Falla de Alhama de Murcia (FAM)es una de las fallas de mayor longitud dela Zona de Cizalla de las Béticas Orienta-les (ZCBO), estructura que acomoda partede la convergencia NO-SE entre las placasde Eurasia y Nubia en el MediterráneoOccidental (4-6 mm/año) (Argus et al.,2011). Algunos de los terremotos históri-cos más destructivos ocurridos al este dela Cordillera Bética están asociados a estesistema de fallas. Uno de esos eventostuvo lugar cerca de Lorca (Murcia) en elaño 2011, con magnitud MW 5,2, cau-

sante de severos daños en el municipio ypérdidas humanas.

En los últimos años numerosos estudiosse han centrado en la caracterización sis-mogénica de la FAM (Martínez-Díaz, 1998;Masana et al., 2004; Martínez-Díaz et al.,2012). El mayor esfuerzo en la obtención deparámetros de actividad de la FAM se hallevado a cabo sobre todo en el sector sur-occidental que limita la cuenca de Lorca yque concentra la mayor parte de la sismici-dad histórica. La terminación NE de la FAM,denominado comúnmente como segmentoAlhama de Murcia – Alcantarilla (A-A),muestra menor expresión geomorfológica,

lo que parece evidenciar menor actividadque otros sectores de la falla. No obstante,el catálogo sísmico muestra que se han pro-ducido en esta zona terremotos históricosimportantes de intensidad EMS VI (Alcanta-rilla, 1905, 1908) e intensidad EMS VII (Al-hama de Murcia, 1855).

En este trabajo se presenta el análisis deperfiles de sísmica de reflexión del sectorsuroccidental de la cuenca de Fortuna, pre-viamente interpretados por la compañíaGESSAL y que forman parte del material au-xiliar del Mapa Geológico de la Región deMurcia 1:200.000 (Baena Pérez 1993). Enestos perfiles es posible identificar rasgos

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Recepción: 29 de enero de 2017Revisión: 22 de marzo de 2017

Aceptación: 26 de abril 2017


Análisis estructural en el segmento Alhama de Murcia – Alcantarilla(Falla de Alhama de Murcia) y sus implicaciones

en la peligrosidad sísmica

Structural analysis of the Alhama de Murcia – Alcantarilla segment (Alhama de Murcia Fault, SE Spain)and its implications in seismic hazard

Paula Herrero Barbero1, José A. Álvarez Gómez1 y José J. Martínez Díaz1, 2

1 Dpto. de Geodinámica, Facultad de Ciencias Geológicas, Universidad Complutense, 28040 Madrid, España,[email protected], [email protected], [email protected] Instituto de Geociencias IGEO (UCM-CSIC), 28040 Madrid, España, [email protected]

ABSTRACT

We present here a geometrical analysis of a structure related to thereactivation of the NE end of the Alhama de Murcia Fault (Eastern BeticShear Zone, SE Spain) due to the NW-SE convergence initiated iin the UpperMiocene. Conventional techniques of structural analysis have been used toestimate a net slip rate of 0.13 – 0.18 mm/yr in the Alhama de Murcia –Alcantarilla segment. The maximum expected magnitude of earthquakesfrom the fault segment dimensions is between MW 6.5 - 6.6, followingempirical regressions, with a recurrence interval between 7,300 - 14,100years for the slip rate obtained. The low geomorphologic expression observedin this sector of the Alhama de Murcia Fault compared to other segmentsshows a lower activity rate as well as the results obtained suggest theinfluence of the Carrascoy Fault on the regional shortening rate distribution.

Key-words: Structural analysis, Alhama de Murcia Fault, Eastern BeticShear Zone, seismic hazard.

RESUMEN

En este trabajo se presentan los resultados del análisis geométrico de unaestructura asociada a la reactivación del extremo NE de la Falla de Alhama deMurcia (Zona de Cizalla de las Béticas Orientales) por la convergencia NO-SEiniciada en el Mioceno Superior. A partir de técnicas de análisis estructural con-vencionales se ha estimado una tasa de deslizamiento neto de entre 0,13 y0,18 mm/año en el segmento Alhama de Murcia – Alcantarilla. La magnitudmáxima de un terremoto cuya fuente fuese este segmento se encuentra entreMW 6,5 - 6,6, estimada mediante correlaciones empíricas, con un periodo derecurrencia comprendido entre 7300 y 14100 años para la tasa de desliza-miento obtenida. La menor expresión geomorfológica observada en este sectorde la Falla de Alhama de Murcia en comparación con otros segmentos de lamisma evidencia un menor grado de actividad, al mismo tiempo que los resul-tados obtenidos sugieren la contribución de la Falla de Carrascoy en larepartición de la tasa de acortamiento regional entre ambas estructuras.

Palabras clave: Análisis estructural, Falla de Alhama de Murcia, Zonade Cizalla de las Béticas Orientales, peligrosidad sísmica.

asociados a la dinámica de la FAM en el seg-mento A-A. Mediante técnicas de análisisestructural se ha logrado hacer una estima-ción de la cantidad de acortamiento hori-zontal producida y estimar con estos datoslas tasas de deslizamiento, lo que otorgauna aproximación al potencial sismogénicode la FAM en este sector.

Marco geológico

La FAM se localiza en la Zona Internade la Cordillera Bética. En el periodo neo-tectónico (últimos 9 Ma) es dominante uncampo de esfuerzos compresivo con una di-rección de acortamiento NNO-SSE. La de-formación bajo este campo de esfuerzosestá en gran parte acomodada por la ZCBO,extensa estructura de dirección NE-SO do-minada por fallas de desgarre sinestral.

La FAM es una de las estructuras demayor longitud y actividad de la ZCBO. Se-para la depresión del Guadalentín de lascuencas de Lorca y Fortuna, que se forma-ron en una fase extensional dominante du-rante el Mioceno (Jabaloy et al., 1993).Durante esta etapa algunos segmentos dela FAM (Totana – Alhama y Alhama – Al-cantarilla) se comportaron como fallas nor-males que, a partir del Mioceno superior,fueron reactivadas por la compresión NO-SE aún activa, produciendo una inversióntectónica de la FAM (Montenat et al., 1990;Martínez-Díaz, 1998).

El segmento Alhama de Murcia – Al-cantarilla (A-A) (Martínez-Díaz et al., 2012)se localiza en el extremo NE de la FAM, li-mitando el sector suroccidental de lacuenca de Fortuna (o Subcuenca de Mula)de la depresión cuaternaria del Guadalentín(Fig. 1). El único relieve de cierta importan-cia en este sector es el que forma la Sierrade la Muela, situada al norte de Alhama deMurcia. En el lado opuesto de la depresióndel Guadalentín, se localiza la Falla de Ca-rrascoy (FCA, Fig. 1), con actividad cuater-naria.

Rasgos estructurales

Para el desarrollo de este trabajo se hanempleado perfiles sísmicos interpretados dela subcuenca de Mula con los que se haconstruido un modelo geológico 3D me-diante el software de modelado estructuralMoveTM, lo que ha permitido visualizar la es-tructura de los depósitos neógenos que laconforman. La estratigrafía de la subcuenca

de Mula está constituida por las formacio-nes neógenas depositadas tras el emplaza-miento de las grandes unidadesestructurales. Las mayores potencias de se-dimentos, de 2500 a 3000 m, se desarro-llaron durante el Tortoniense hasta elMessiniense terminal – Plioceno (Fig.1).

Los depósitos de la subcuenca de Mulamuestran rasgos asociados a la cinemáticade la FAM en diferentes regímenes tectóni-cos. Los depósitos de bloque NO, previa-mente basculados durante la etapaextensional miocena, muestran rasgos es-tructurales asociados a la reactivación de lafalla. Un rasgo representativo de la inver-sión tectónica positiva experimentada porla falla se observa en el extremo SO del seg-mento A-A (perfil I-I’, Fig.1), en un pliegueasimétrico conocido como de “tipo arpón”y que deforma las unidades del final delMessiniense e inicio del Plioceno (5,3 Ma)al este de la Sierra de la Muela. Para estimarmedidas mínimas de desplazamiento de laFAM en el segmento A-A asociadas a su re-ciente cinemática sinestral-inversa (Martí-

nez-Díaz et al., 2012) es necesario aislarevidencias del acortamiento horizontal pos-teriores a la reactivación de la falla. Se haseleccionado el pliegue asimétrico o estruc-tura “en arpón”, dado que refleja el despla-zamiento debido a la componente inversadel movimiento.

Análisis geométrico

Con el objetivo de cuantificar la defor-mación observada en el perfil sísmico, sehan empleado relaciones geométricas apli-cadas al análisis de estructuras geológicasen profundidad. Esta metodología asumeque en una sección transversal debe existiruna compensación de áreas entre el estadoprevio a la deformación y el estado defor-mado, tal y como establece Chamberlin(1910) para determinar la profundidad deuna falla de despegue subhorizontal. Otrosautores lo han empleado eficazmente paraestimar la cantidad de acortamiento hori-zontal experimentado por las estructurasdeformadas (Hossack, 1979; Yamada y

GEOGACETA, 62, 2017 P. Herrero Barbero, J.A. Álvarez Gómez y J.J. Martínez Díaz


Fig. 1.- A) marco tectónico local de la zona de estudio, localización del perfil I-I’ (en azul) y distribuciónde la sismicidad instrumental e histórica (EMS>III), obtenida del Instituto Geográfico Nacional(http://www.ign.es/ign/layoutIn/sismoFormularioCatalogo.do). Segmentos de la Falla de Alhama deMurcia (FAM): Totana–Alhama de Murcia (T-A) y Alhama de Murcia–Alcantarilla (A-A). Al SE, la Fallade Carrascoy (FCA) y la Falla de Cañaricos-Cuevas del Norte (FCCN). B) sección I-I’ digitalizada apartir la interpretación sísmica. Ver figura en color en la Web.

Fig. 1.- A) local tectonic frame of the study area, cross-section trace I-I’ (blue) and the distribution ofhistorical and instrumental seismicity (EMS>III), from Instituto Geográfico Nacional(http://www.ign.es/ign/layoutIn/sismoFormularioCatalogo.do). Segments of the Alhama de MurciaFault (AMF): Totana–Alhama de Murcia (T-A) y Alhama de Murcia–Alcantarilla (A-A). To the southwest,Carrascoy Fault (CAF) y Cañaricos-Cuevas del Norte Fault (CCNF). B) cross-section I-I’ obtained fromseismic interpretation. See color figure in the Web.

McClay, 2003). La relación simplificada (D= S/H) considera la componente horizontaldel desplazamiento (D) a lo largo del planode falla, entendida como el acortamientoque experimenta la estructura en una diná-mica compresiva; el área deformada (S)sobre un nivel de buzamiento regional dereferencia y la profundidad (H) de la fallacon respecto al nivel regional.

Las propiedades geométricas de la es-tructura en cada escenario se han obtenidoa partir del modelo geológico 3D (Fig. 2).La aplicación del método hace necesario es-timar una geometría óptima de la falla enprofundidad a partir de la interpretación sís-mica, lo que conlleva, sin embargo, una ele-vada incertidumbre. Por ello, se proponendos escenarios de trabajo (Fig. 2) basadosen dos posibles geometrías de la falla enprofundidad.

Un primer escenario (ESC1, Fig. 2A)considera la geometría interpretada en losperfiles sísmicos, que se horizontaliza a los2500 m limitando la cuña sedimentaria dela cuenca con el basamento Bético. Martí-nez del Olmo et al. (2006) interpretan, res-pecto a esta geometría, un despegueextensional muy activo durante el Messi-niense y que, posteriormente, se reactivópor la acortamiento regional.

En el segundo escenario (ESC2, Fig. 2B)se considera que la falla mantiene su tra-yectoria de alto ángulo hasta una profundi-dad mínima de 4000 m. En este caso, seplantea un escenario de mínimo desplaza-miento en el que no se interpreta como tal

un nivel de despegue pero en el que se de-duce el límite inferior del área que puedeser desplazada por la falla y que, según larelación geométrica, debe ser equivalenteal área de la estructura deformada.

Acortamiento horizontal

El rango de acortamiento horizontal es-timado a partir del método del área despla-zada oscila entre 686 m en ESC1 y 475 men ESC2, en una dirección N 149° E, corres-pondiente al perfil I-I’. Para ser rigurososcon los modelos teóricos, se han proyectadolos resultados según una dirección N 137°E perpendicular a la FAM, teniendo ésta unadirección N 47° E en el segmento A-A (Mar-tínez-Díaz et al., 2012). El acortamiento es-timado sería, por tanto, de entre 671 (ESC1)y 465 m (ESC2). Considerando que la de-formación causada por el acortamiento re-gional es post-Messiniense (5,3 Ma), se hanestimado unas tasas de acortamiento de0,13 mm/año (ESC1) y 0,09 mm/año(ESC2).

Tasas de deslizamiento de la falla

El acortamiento obtenido hasta el mo-mento constituye la componente horizontalde la separación de los bloques de falla. Portanto, la proyección del vector de acorta-miento horizontal sobre el plano de fallaposibilita la obtención del deslizamientosegún el buzamiento de la falla. Conside-rando un buzamiento de 44,5° medido en

el modelo geológico construido, la tasa dedeslizamiento según el buzamiento oscilaentre 0,18 y 0,12 mm/año para ESC1 yESC2, respectivamente.

Para conocer el movimiento lateral dela FAM en este sector a partir del acorta-miento estimado, se ha tomado la direcciónde acortamiento regional N 155° E regis-trada en la estación GPS de la red CuaTe-Neo más cercana al segmento (MAJA,Echevarría et al., 2013). Este vector repre-senta la dirección del desplazamiento realen la horizontal con respecto a Eurasia.Dado que conocemos la componente per-pendicular a la falla de este desplazamiento,es decir, el acortamiento horizontal obte-nido, es posible estimar la componente pa-ralela o desplazamiento en dirección. Así, seha obtenido que la componente de desga-rre en el segmento A-A oscila entre 0,04(ESC1) y 0,03 mm/año (ESC2).

Finalmente, la tasa desplazamientoneto estimado para el segmento A-A com-prende, por tanto, entre los 0,18 mm/añode ESC1 y los 0,13 mm/año de ESC2, conun cabeceo del vector deslizamiento sobreel plano de falla de 77°.

Implicaciones en la peligrosidadsísmica

A partir de los parámetros de actividadde la falla obtenidos y de los datos geoló-gicos conocidos de la FAM (Tabla I), se hahecho una estimación de magnitudes má-ximas basadas en relaciones empíricas(Wells y Coppersmith, 1994; Berryman etal., 2002) y suponiendo para ello que elsegmento A-A rompiese en toda su exten-sión, 17 km. La magnitud de terremoto má-ximo estimada se sitúa en valores de MW

6,5 – 6,6, entre los que se calculan interva-los de recurrencia de entre 7300 y 14100años. El intervalo de recurrencia se ha ob-tenido con base en la tasa de deslizamientoneto y mediante la estimación del salto co-sísmico, basándose en las relaciones de Aki(1966) y de Kanamori y Hanks (1979),siendo esta última necesaria para la estima-ción del momento sísmico liberado.

No obstante, los mayores terremotos lo-calizados próximos al segmento A-A segúnel catálogo sísmico homogeneizado (Fig. 1)presentan magnitudes próximas a MW 5,0,magnitud que implica un área de rotura de6,6 km2 (Berryman et al., 2002) y un saltocosísmico de 0,2 m. Si se considera un es-cenario en el que la deformación sísmica y

GEOGACETA, 62, 2017


Análisis estructural en el segmento Alhama de Murcia – Alcantarilla (Falla de Alhama de Murcia) y sus implicaciones enla peligrosidad sísmica

Fig. 2.- Construcción geométrica de los escenarios propuestos (ESC 1 y ESC 2) para la aplicación delmétodo del área desplazada-deformada (Chamberlin, 1910; Hossack, 1979). La diferencia entre las áreas(0,1%) es resultado de una corrección geométrica con el objetivo de adaptar el método a la estructurareal (s’). Ver figura en color en la web.

Fig. 2.- Geometric construction of the scenarios proposed (ESC 1 and ESC2) for the application of the depth-to-detachment method (Chamberlin, 1910; Hossack, 1979). The difference between areas (0.1%) results froma geometric correction done in order to adapt the method to real structure (s’). See color figure in the web.

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la liberación de momento sísmico involu-cran a la máxima área de rotura del seg-mento (291 km2), éste tendría el potencialpara generar hasta 44 eventos de MW 5,0en un periodo de 1600 años. Esto se tradu-ciría en intervalos de recurrencia menoresde 50 años entre los citados eventos, lo quees coherente con algunas fechas registradasen el catálogo (Fig. 1).

Discusión

El método geométrico empleado (Cham-berlin, 1910; Hossack, 1979) para la obten-ción de tasas de acortamiento horizontal escomún en estudios de geología estructural,pero poco frecuente en la estimación de pa-rámetros sísmicos. Las limitaciones surgidasen el desarrollo del análisis han recaído en laelección de un escenario geométricamenteadmisible, dado que la interpretación emple-ada suscita dudas acerca de la geometría dela FAM en profundidad.

No existen estimaciones previas del des-lizamiento neto para el segmento estudiado,si bien Silva et al. (2003) estimaron una tasade levantamiento del frente montañoso de0,03 – 0,07 mm/año. A partir de las tasas dedeslizamiento obtenidas en el análisis estruc-tural, se estima una tasa de levantamiento de0,08 - 0,12 mm/año, lo que evidencia unamayor contribución de la componente inversaen el movimiento de la falla. No obstante, laescasa expresión geomorfológica hacia el NEdel segmento hace presumible que el gradode actividad durante el Cuaternario seamenor que en otros segmentos de la FAM.Esta suposición es coherente con la tasa dedeslizamiento neto estimada (0,13 – 0,18mm/año), inferior a las máximas tasas obte-nidas por Masana et al. (2004) y por Ferrateret al. (2016) para el segmento Lorca-Totana,siendo éstas de 0,7 mm/año y 0,9 ± 0,1mm/año, respectivamente.

Por otra parte, la Falla de Carrascoy,coincidente con la posición de la FAM alotro lado de la depresión del Guadalentín,parece absorber parte de la deformacióndurante el Cuaternario (Martínez-Díaz,1998) lo que se refleja claramente en sumorfología: gran parte del levantamiento dela Sierra de Carrascoy (0,37 ± 0,08mm/año; Martín-Banda et al., 2015) se haproducido desde el Mioceno superior mien-tras que la FAM apenas genera relieve eneste sector.

Conclusiones

La tasa de deslizamiento neto obtenidaen el segmento Alhama de Murcia - Alcan-tarilla (A-A), entre 0,13 y 0,18 mm/año, escoherente con la menor expresión geomor-fológica observada en la zona con respectoa otros sectores de la FAM, evidenciando unmenor grado de actividad. También es con-secuente con la presencia de la Falla de Ca-rrascoy, otra importante falla orientadaparalelamente y situada al sur del segmentoA-A, que acomoda parte del acortamientoregional y contribuye a que la deformaciónse reparta entre ambas estructuras. Por otraparte, los parámetros de actividad obteni-dos evidencian la posibilidad de ocurrenciade terremotos de magnitud MW>6 con in-tervalos de recurrencia que oscilan entre los7300 y 14100 años. El periodo de recurren-cia sería menor de 50 años para terremotosde magnitud moderada, similares a los ocu-rridos en la FAM en Lorca (2011, MW 5,2),La Paca (2005, MW 4,9) y Bullas (2002, MW

5,0), que pueden causar daños significati-vos en municipios próximos densamentepoblados.

Agradecimientos

Trabajo financiado por el proyectoCGL2013-47412-C2-1-P (Ministerio deEconomía y Competitividad). Los autoresagradecen a GESSAL la cesión de la in-terpretación sísmica, a Midland ValleyExploration por proveer el softwareMove y a los revisores Julián García Ma-yordomo y Francisco Juan García Tortosasus sugerencias y valiosas aportacionesal manuscrito.

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Longitud Rotura (km)(Martínez-Díaz et al., 2012) 17

Buzamiento medido en elmodelo geológico (MOVE) 44,5° – 70°

Espesor sismogenético (km)(García Mayordomo, 2005) 12

Anchura de la Rotura (km) 12,8 – 17,1

Área de Rotura (km2) 217,1 – 291,2

Tabla I.- Parámetros geométricos de la rotura sís-mica en el segmento A-A.

Table I.- Rupture parameters of the A-A segment.

Introducción y contexto geológico

El objetivo de este trabajo es caracteri-zar la deformación que afecta a los mate-riales del Cretácico Superior del cierre delSinclinorio de Bizkaia. Para ello se ha com-binado trabajo de campo de geología es-tructural con el estudio de la Anisotropía dela Susceptibilidad Magnética (ASM).

El Sinclinorio de Bizkaia es uno de losgrandes pliegues que definen el Arco Vasco(Fig. 1A), en el sector central de la CuencaVasco Cantábrica. Esta cuenca, localizadaen el oeste de la Cadena Pirenaica, se ge-neró sobre una corteza continental “hipe-

rextendida” durante el Mesozoico e inver-tida durante la Orogenia Alpina (Tugend etal., 2014). Las grandes fallas asociadas alproceso de inversión tectónica no se han re-conocido de manera general en la cartogra-fía geológica de este sector de la CuencaVasco-Cantábrica, con la excepción dealgún caso aislado (Cuevas et al., 1999, Ro-dríguez et al., 2008).

Los rasgos estructurales más significa-tivos del Sinclinorio de Bizkaia son unaorientación cartográfica aproximada N125ºE, con una vergencia hacia el NE y el des-arrollo localizado de una pizarrosidad para-lela al plano axial y de buzamiento elevado

(Cuevas et al., 1999), que afecta a materia-les del Cretácico y del Terciario.

El muestreo se ha realizado en rocas se-dimentarias del Cretácico Superior agrupa-das en dos unidades estratigráficasdiferentes, el Flysch Detrítico Calcáreo, deedad Maastrichtiense y debajo, la Forma-ción Calcárea del Cenomaniense medio-Campaniense (Garrote et al., 1985, Fig. 1B).El Flysch Detrítico Calcáreo está formadopor una alternancia monótona de calizasarenosas y margas en bancos centimétricosa decimétricos. Está localizado en la zonade núcleo del sinclinorio, en contacto conlas margas y margocalizas del Maastrich-

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Recepción: 30 de enero de 2017Revisión: 24 de marzo de 2017Aceptación: 26 de abril 2017


Análisis de la fábrica magnética en el Sinclinorio de Bizkaia:Implicaciones en la tectónica regional

Magnetic fabric analysis of the Biscay Synclinorium: Implications for the regional tectonics

Néstor Vegas Tubía, Aitor Aranguren Iriarte, Lidia Rodríguez-Méndez, Julia Cuevas Urionabarrenechea,José María Tubía Martínez y José Julián Esteban Guzmán

Departamento de Geodinámica, Facultad de Ciencia y Tecnología, Universidad del País Vasco (UPV/EHU), apartado 644, 48080 Bilbao, España.

[email protected], [email protected], [email protected], [email protected], [email protected], [email protected]

ABSTRACT

A combined structural and AMS analysis is made in Upper Cretaceousrocks from the periclinal closure of the Biscay Synclinorium (Basque-Cantabrian basin). Fieldwork has led to the recognition of a broad band witha pervasive foliation along the NE limb. The magnetic fabrics are groupedinto two zones: 1) the samples from the core record magnetic lineations co-incident with the S0/S1 intersection lineation that are parallel to the syncli-norium axis, and 2) the magnetic lineations from the NE limb are orthogonalto the synclinorium axis and concentrate around the down-dip direction ofS1. This partitioning of magnetic fabrics suggests increasing deformationfrom the core, characterised by mixed (sedimentary and tectonic) magneticfabrics, to the northeastern limb, where tectonic fabrics prevail. Field dataand magnetic fabrics are consistent with an unusually high deformation inthe NE limb of the synclinorium, which could be associated with a hithertounknown shear zone at regional scale. A top to the NE movement of theshear zone would explain the trend of the magnetic lineation in the north-eastern limb of the Biscay Synclinorium.

Key-words: Magnetic fabrics, Biscay Synclinorium, Basque-Cantabrianbasin, shear zone.

RESUMEN

Se ha realizado un estudio estructural de las rocas del Cretácico Superiordel cierre del Sinclinorio de Bizkaia (Cuenca Vasco-Cantábrica) combinado conun estudio de la fábrica magnética. A partir del trabajo de campo se ha esta-blecido la presencia de una banda continua en el flanco NE donde la foliaciónaflora de manera penetrativa. Los resultados obtenidos con el estudio de lafábrica magnética se pueden agrupar en dos zonas: 1) Las estaciones localiza-das en el núcleo registran lineaciones magnéticas situadas en la intersecciónentre S0 y S1 y son paralelas al eje del sinclinorio. 2) Las lineaciones magnéticasde las muestras del flanco NE son perpendiculares al eje del sinclinorio y se con-centran sobre la línea de máxima pendiente de S1. Esta distribución indica unaumento de la deformación de núcleo a flanco, con fábricas magnéticas mixtas(sedimentarias y tectónicas) en el núcleo y tectónicas en el flanco. Los datos decampo y las fábricas magnéticas señalan una acumulación anómala de la defor-mación en el flanco NE del sinclinorio, que puede explicarse por la localizaciónde una zona de cizalla de escala regional. El movimiento hacia el NE asociadoa la zona de cizalla explicaría la disposición de la lineación magnética en dichoflanco.

Palabras clave: Fábrica magnética, Sinclinorio de Bizkaia, Cuenca Vasco-Cantábrica, zona de cizalla.

tiense-Daniense, que constituyen la base delTerciario en este sector. Hacia muro, se pasade manera progresiva a la Formación Cal-cárea del Cretácico Superior, formada pormargas oscuras con intercalaciones de es-pesor variable de calizas y areniscas. En estaúltima formación aparecen intercaladas lasrocas asociadas al magmatismo cretáciconorpirenaico del denominado “ComplejoVolcánico” (Fig. 1B).

En los afloramientos estudiados delFlysch Detrítico Calcáreo, se reconocen plie-gues vergentes hacia el NE, con una orien-tación media de los ejes 29/287 (Fig. 1D), yque desarrollan una foliación de plano axialN125ºE/51S, localizada en la charnela delos mismos (Fig. 1C). En la zona NE del sec-tor estudiado, en la Formación Calcárea delCretácico Superior, si bien no se reconocenpliegues, esta foliación se desarrolla de ma-nera penetrativa y constante con la mismaorientación media.

Metodología y muestreo

El uso de la ASM es muy común en es-tudios estructurales, tanto en rocas ígneas

como sedimentarias, y en menor medida enrocas metamórficas. Esta técnica permiteobtener la orientación de la fábrica magné-tica, que se expresa geométricamente comoun elipsoide con valores diferentes de lasusceptibilidad magnética k a lo largo desus tres ejes principales (kmax>kint>kmin),siendo kmin el polo de la foliación magnéticay kmax la lineación magnética (Tarling yHrouda, 1993; Borradaile y Henry, 1997).La fábrica magnética se ha mostrado comoun indicador especialmente sensible a la de-formación progresiva en rocas sedimenta-rias (Oliva-Urcia et al., 2013, Parés, 2015).

Para analizar la fábrica magnética delas rocas de este sector del Arco Vasco, sehan realizado 17 estaciones de muestreocon un taladro eléctrico, obteniendo entre3 y 10 testigos orientados in situ por esta-ción, en total 91. Posteriormente estos tes-tigos se han cortado en muestras estándar(25 x 21 mm), obteniendo un total de 253especímenes (entre 10 y 28 por estación)que han sido analizados mediante un sus-ceptómetro MFK1-A de AGICO, en el labo-ratorio de ASM de la Universidad del PaísVasco. En este trabajo, las 17 estaciones de

muestreo se han agrupado para su descrip-ción en 8 zonas (Fig. 1B y 2). De las 8 zonas,5 (70 % de testigos) se sitúan en el flanconoreste del sinclinorio y 3 (30 % de testi-gos) en el núcleo, en ambos casos distribui-dos longitudinalmente a lo largo de laestructura mayor (Fig. 1B). En todas laszonas se ha muestreado tanto en las capasde margas como en las calcarenitas y sehan realizado observaciones y medidas es-tructurales para compararlas con los resul-tados de la fábrica magnética.

Resultados

Los valores de susceptibilidad magné-tica (km = 1/3 (kmax + kint + kmin)) son bajosy varían entre 99 y 403 x 10-6 SI, con valoresentre 100 y 275 x 10-6 SI para el 95 % delas muestras. Estos valores de km sugierenque los minerales paramagnéticos son losportadores de la señal magnética de lasrocas analizadas.

El parámetro de anisotropía corregido,Pj, que refleja la intensidad de la orienta-ción preferente de los minerales magnéticosvaría entre 1.008 y 1.228, con valores entre1,010 y 1,175 para el 94 % de las mues-tras. Son valores que indican que hay unadeformación sobreimpuesta a las fábricasprimarias de origen sedimentario.

La foliación magnética presenta paratodas las muestras (Fig. 2A y B) una distri-bución uniforme, con los ejes k3 bien agru-pados, y tiene una dirección ONO-ESE,paralela a la dirección estructural del sincli-norio, con buzamientos medios-altos haciael SO.

La lineación magnética se orienta endos direcciones principales en función de suposición estructural dentro del sinclinorio.Así, las lineaciones situadas en el núcleo(Zonas 1-3, Fig. 1B), con direcciones N110º-120ºE, son paralelas al eje del sinclinorio ya los ejes de pliegues menores medidos du-rante el trabajo de campo, que tienen bu-zamientos bajos, mayoritariamente hacia elONO (Fig. 2A y C). Por otro lado, las linea-ciones magnéticas localizadas en el flanconoreste (Zonas 4-8, Fig. 1B) se orientan per-pendicularmente al eje del sinclinorio, haciael Sur y con buzamientos muy elevados (Fig.2B y D).

Si consideramos la relación entre las fá-bricas magnéticas y las estructuras presen-tes en el campo encontramos dos tiposprincipales de comportamientos. Por unaparte, las fábricas del núcleo se caracterizan

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Fig. 1.- A) Mapa geológico del sector central de la Cuenca Vasco-Cantábrica. La zona estudiada estáseñalada mediante un rectángulo. B) Mapa geológico del cierre periclinal del Sinclinorio de Bizkaia(modificado de Olivé et al., 1985). Se ha indicado la localización de las 8 zonas estudiadas. C)Diagrama de polos de la foliación. D) Diagrama de polos de la estratificación, ejes de los pliegues ylineación de intersección entre S0 y S1. En ambos casos se ha utilizado una proyección equiareal enel hemisferio inferior. Ver figura en color en la web.

Fig. 1.- A) Geological map of the central zone of the Basque-Cantabrian basin. The studied area is in-dicated with a rectangle. B) Detailed map of the periclinal closure of the Biscay Synclinorium(modified from Olivé et al., 1985). The location of the 8 sampled zones is shown. Diagrams of polesto S1. C); and poles to S0. fold axes and the intersection lineation between S0 and S1. D). Equal-area,lower hemisphere projection. See color figure in the web.

porque k1 se sitúa próximo a la intersec-ción entre los planos S0 y S1, mientras quek3 se agrupa sobre el polo de S0 (Fig. 2A yC). Por otra parte, las fábricas magnéticasregistradas en el flanco noreste del sincli-norio se caracterizan en su mayoría por laconcentración de k1 sobre la línea de má-xima pendiente de S1, apareciendo k3 másdisperso que en el caso anterior, pero mos-trando una tendencia a agruparse entorno al polo de S1 (Fig. 2B, diagramas 5,6, 7 y 8-I, y 2D). Algunos casos aislados enel flanco muestran situaciones intermedias.Así, en la zona 4 (Fig. 2B, diagrama 4) la

lineación magnética se dispone sobre lalínea de máxima pendiente de la S0 , enlugar de sobre la S1 como en el resto delflanco. También se observan casos como elde la figura 2B 8-II, en el que las orienta-ciones de k1 se asemejan a las registradasen la zona del núcleo.

En cuanto al control de la litologíasobre las fábricas magnéticas de estos ma-teriales, a diferencia de lo que suele preco-nizarse (Tarling y Hrouda, 1993), no seaprecian variaciones sustanciales en laorientación de la fábrica magnética entrelas margas y las calcarenitas (Fig. 3A). Sin

embargo, sí se observan diferencias en lageometría del elipsoide magnético, dentrode una misma estación, siendo más plana-res los elipsoides asociados a litologías mar-gosas, y plano-lineares en el caso de lascalcarenitas, más competentes (Fig. 3B).

Discusión

Estudios previos sobre deformación enrocas sedimentarias mediante la utilizaciónde la ASM describen relaciones entre losejes del elipsoide magnético similares a lasencontradas en el núcleo del sinclinorio einterpretan este tipo de fábricas como el re-sultado de la mezcla entre fábricas de ori-gen sedimentario y tectónico (Borradaile yTarling, 1981; Parés y Dinarès, 1993). Sinembargo, las fábricas de las muestras situa-das en el flanco son similares a las descritaspor otros autores como de origen tectónico,en las que la fábrica tectónica predominasobre la sedimentaria (Lamarche y Rochette,1987; Hirt et al., 2000). Este análisis preli-minar de la fábrica magnética en las zonasestudiadas del Sinclinorio de Bizkaia mues-tra dos sectores claramente diferenciadosen cuanto a la intensidad de la deformaciónregistrada. En el núcleo del sinclinorio losmateriales registran una fábrica intermedia,en la que la fábrica sedimentaria está afec-tada por una fábrica tectónica sobreim-puesta, mientras que los materialessituados en el flanco NE del sinclinorio re-gistran en su mayoría una fábrica esencial-mente de origen tectónico. Además, lalineación magnética es paralela a los ejesde los pliegues en las zonas del núcleo, in-dicando que el registro magnético está re-flejando la deformación asociada a lospliegues de orientación NO-SE. En el flanco,la lineación magnética presenta valoresaltos de inmersión hacia el SSO, que no secorresponden con la orientación de la inter-sección S0/S1 ni con los ejes de los pliegues(Fig. 1D).

En este sentido, el estudio de la ASM enel flanco muestra un aumento de la deforma-ción registrada con respecto al núcleo. Estadistribución de la deformación no es la espe-rable en un pliegue, donde la deformaciónnormalmente se concentra en las zonas másinternas, lo que sugiere la influencia de otroaccidente tectónico, no identificado hastaahora, que concentre el acortamiento y mo-difique la fábrica magnética. El trabajo decampo realizado en la zona estudiada ponede manifiesto la presencia de una banda en

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Análisis de la fábrica magnética en el Sinclinorio de Bizkaia: Implicaciones en la tectónica regional

Fig. 2.- Proyección de los ejes principales del elipsoide magnético. Se ha indicado la orientación delos planos S0 y S1 reconocidos en el afloramiento. Los números sobre los diagramas se correspondencon las zonas muestreadas (véase Fig. 1B para localización). A) Diagramas del núcleo del sinclinorio.B) Diagramas del flanco. Suma de todos los diagramas C) del núcleo, y D) del flanco. Proyecciónequiareal hemisferio inferior. Ver figura en color en la web.

Fig. 2.- Projection of the main axes of the magnetic ellipsoid. The orientation of S0 and S1 planesmeasured on the outcrop is indicated. The numbers on the diagrams correspond to the sampledzones (see Fig. 1B for location). A) Diagrams from the core of the synclinorium. B) Diagrams fromthe limb. Summary diagrams. C) from de core, and D) from the limb. Equal-area projection, lowerhemisphere. See color figure in the web.

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el flanco NE del sinclinorio donde, a diferenciadel núcleo, la foliación aflora de manera con-tinua y penetrativa. Así, la interpretación con-junta de los datos de campo y de ASM indicala presencia probable de zonas de cizalla den-tro de la Formación Calcárea del Cretácico Su-perior, paralelas a otras estructuras decarácter regional reconocidas anteriormente,

como la Falla de Azpeitia (Cuevas et al.,1999). Esto explicaría la orientación de la li-neación magnética en el flanco del Sinclinoriode Bizkaia, que sería paralelo al movimientode alto buzamiento hacia el NE asociado aestas zonas de cizalla en el proceso de inver-sión tectónica de la cuenca.

Conclusiones

A partir de este trabajo se pueden ex-traer las siguientes conclusiones:

· Las fábricas magnéticas registradas eneste sector del Sinclinorio de Bizkaia son di-ferentes en función de su posición estruc-tural dentro del mismo, especialmente en loque se refiere a la orientación de la linea-ción magnética y a su relación con la estra-tificación y la foliación observables en elcampo.

· El núcleo del sinclinorio registra fábricasmagnéticas con un origen mixto sedimen-tario y tectónico, mientras que la zona delflanco está representada por fábricas tectó-nicas.

· La acumulación de la deformación en lazona del flanco permite detectar una zonade cizalla de escala regional, que no habíasido reconocida previamente.

· La lineación magnética puede utilizarse comoindicador para localizar y delimitar zonas de ci-zalla asociadas a estructuras tectónicas mayo-res y definir la dirección de transporte de losmateriales.

Agradecimientos

Los autores agradecen los comentariosy correcciones realizados por la Dra. Teresa

Román y el Dr. Emilio Pueyo en la revisióndel manuscrito. Este trabajo ha sido finan-ciado por el proyecto EHU15/30 de laUPV/EHU.

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Fig. 3.- Características de la fábrica magnéticade la zona 4 (véase Fig. 1B para localización).Las margas están representadas en negro y lascalcarenitas en blanco. A) Diagrama de los ejesprincipales del elipsoide magnético. Proyecciónequiareal, hemisferio inferior. B) Diagrama deFlinn de la lineación magnética, L (kmax/kint),frente a la foliación magnética, F (kint/kmin).

Fig. 3.-Magnetic fabric features for zone num-ber 4 (see Fig. 1B for location). Black symbolsrepresent marls and white ones sandy-lime-stones A) Projection of the main axes of themagnetic ellipsoid. Equal-area projection,lower hemisphere. B) Magnetic lineation L(kmax/kint) vs magnetic foliation F (kint/kmin) inFlinn diagram.

Introduction

The efficiency of analogue modeling instudying the progressive deformation offold-and-thrust belts developed over incom-petent décollement rocks has been widelyproven (e.g. Bahroudi and Koyi, 2003; Lujánet al., 2003; Crespo-Blanc and Gálvez,2008). Recently, Jiménez-Bonilla et al.(2016) modeled. Modeled progressive arcswith an indenter that increasingly protrudedin map view. This backstop indented a pa-rallelepiped made up of silicone overlaid by

sand, both with constant thicknesses. Ne-vertheless, in natural cases the presence ofdiapirs is common, due to the buoyancy ofsalt rocks. These local heterogeneities mo-dify drastically the 3D rheology of the se-quence and consequently the nucleation ofdeformation structures (Roca et al., 2006).

In this paper, we present the preliminaryresults of experiments with similar initial setup as in Jiménez-Bonilla et al. (2016), butwith a larger parallelepiped and a slightlyslower convergence velocity. It also includessmall cylinders of silicone to simulate pre-

deformational diapirs. Our aim is to test theinfluence of diapirs on the type and geo-metry of fold-and-thrust belt structures inprogressive arcs as well as their role on thealong-strike segmentation.

Model set up

Our experiments were carried out in theAnalogue Modeling Laboratory of the Geo-dynamics Department –Earth Science Anda-lusian Institute in Granada. We used quartzsand (grain size between 0.2 and 0.3mm;

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Influence of diapirs on the development of non-cylindrical arcuatefold-and-thrust belts: Results from analogue models of

progressive arcs

Influencia de los diapiros en el desarrollo de cinturones de pliegues y cabalgamientos arqueados no cilíndricos:Resultados de modelos analógicos de arcos progresivos

Ana Crespo-Blanc1, Alejandro Jiménez-Bonilla2, Juan Carlos Balanyá2, Inmaculada Expósito2 y Manuel Díaz-Azpiroz2

1 Departamento de Geodinámica – IACT, Universidad de Granada – CSIC, 18071. Granada, Spain. [email protected] 2 Departamento de Sistemas Físicos, Químicos y Naturales, Universidad Pablo de Olavide, C. Utrera, km. 1, Spain.

[email protected]; [email protected]; [email protected]; [email protected]

ABSTRACT

In this paper, we present analogue models built to test the diapir role onthe along-strike segmentation of fold-and-thrust belts in progressive arcs. Tomodel the progressive arc, we used a protruding backstop that deformed inmap view while the experiments run. This backstop indented a parallelepipedformed by silicone at the bottom and sand, in which silicone cylinders wereadded to simulate diapirs. Various types of models with different size and dis-tribution of the diapirs were made in order to investigate the strain partitioningmodes around these heterogeneities. The deformation style of the models ischaracterized by a highly non-cylindrical arcuate fold-and-thrust belt with blocksbounded by normal or strike-slip faults that strongly rotated clockwise or anti-clockwise. The diapirs are key heterogeneities for the nucleation and linking ofstructures at the beginning of the experiment. When shortening proceed, theirinfluence on the fold-and-thrust belt geometry diminished with respect to thatof the backstop protrusion.

Key-words: progressive arc, fold-and-thrust belt, diapir, analoguemodel.

RESUMEN

En este artículo, se presentan modelos analógicos ideados para testarel papel de diapiros sobre el patrón estructural de cinturones de plieguesy cabalgamientos en arcos progresivos. Para modelizar el arco progresivo,se usa un backstop cuyo grado de protrusión aumenta progresivamente. Elparalelepípedo inicial está formado por silicona y arena, con cilindros desilicona añadidos para simular los diapiros. Se hicieron varios modelos condistintos tamaños y distribución de diapiros, para indagar en el modo departición de la deformación alrededor de estas heterogeneidades. El estilode deformación de los modelos está caracterizado por cinturones de plie-gues y cabalgamientos no cilíndricos, divididos en bloques por fallasnormales y de salto en dirección, que rotan independientemente. Al princi-pio del experimento, se nuclean las estructuras sobre los diapiros. Cuandoaumenta el acortamiento, su influencia disminuye con respecto a la protru-sión del arco.

Palabras clave: arco progresivo, cinturón de pliegues y cabalgamientos,diapiro, modelo analógico.

internal friction coefficient = 37.5; density =1.77 g cm-3) and silicone putty (transparentRhodosil Gum FB of Rhone-Poulenc; density= 0.98 g cm-3; viscosity=2x105 Pa.s). Scalingfactors are the same as in Crespo-Blanc(2008). The indenter is a plastic strip pushed-from-behind in its apex by means of a screwattached to a motor drive (Fig. 1), whichmoved at a constant velocity (0.62 cm h−1).The total displacement of the screw wasaround 40 cm. With progressive deformation,indenter curvature ratio diminished and itsprotrusion grade increased (Fig. 2; for details,see Jimenez-Bonilla et al., 2016). The 100 cmx 68 cm pre-deformational package wasmade up of a 0.5 cm-thick silicone layer over-laid by a 1.5 cm-thick layer of sand. Two mo-dels were made with different size andnumber of cylinders (diapirs): three cylindersof ca. 10 cm of diameter in Model 1, and sixcylinders with a ca. 4 cm diameter in Model2. All were ca. 1.5 cm thick (total height) andwere built just before the sieving of the sand,which freezes their shape before the defor-mation. Their position before deformation isdrawn in figure 2. A 3-cm-side grid sieved ontop of the initial parallelepiped was used aspassive markers and a Mylar sheet floored thesandbox. Sand was used to confine the late-rals of the models. The progressive deforma-tion of the models was recorded by time lapsephotography. In Model 2, the sand was care-fully removed in order to observe the 3D-ge-ometry of the silicone after the experimentcompletion.

Model results

The progressive deformation in both ex-periments is illustrated by the line drawingsof four different deformational stages withsimilar apex backstop displacement (Fig. 2).

Deformation was mainly accommodated bythrusts and backthrusts, favoured by thepresence of a viscous substrate, coeval withstrike-slip faults that formed from the verybeginning of the experiments. Normal faultsdeveloped subperpendicular to thrusts atthe final stages. Both models result in ar-cuate fold-and-thrust belts although withdifferences with respect to the structure dis-tribution. Strike-slip faults acted as transferzones bounding undeformed blocks of sandthat rotated differentially, clockwise in theleft part of the model and anticlockwise inthe right one (in the position of Fig. 2).These vertical-axis rotations reached 40º, asshown by the grid of the most lateral blocksin A4 and B4 stages of figure 2. The arclengthening in the deformed wedge due tothe increasing protrusion of the backstopwas achieved by conjugate strike-slip andnormal faults.

The first structures to form were discon-tinuous foreland-verging thrusts and backth-rusts, relayed by strike-slip faults (with ahigher density in Model 1 than in Model 2).In Model 1, the nucleation of the frontalthrust of the deformed wedge seems to beassociated with the diapir locations as itlinks those two situated to the right part ofthe model (A1, Fig. 2). By contrast, the in-fluence of the small diapirs in Model 2 is notso evident and only the most frontal ones inthe right part of the model are involved inthe nucleation of structures (B1, Fig. 2).

When deformation proceeded, the ge-ometry of the arcuate fold-and-thrust beltbecame progressively more complex. The re-gime of strike-slip faults may vary throug-hout time, as shown by the fault situated tothe right part of the Model 2 (B2), whichevolved into a transpression zone (B4) or bythose faults in the left part of Model 1 (A3),which became transtensive. The regime va-riations of these faults are due to the rota-tion of both the structures and the blocksformed in the first stage, in turn producedby the progressive arching of the backstop.

In Model 1, silicone walls and canopiescrop out at the end of the experiment (A4;Fig. 2), taking advantage of purely exten-sional or transtensive structures. In Model2, the silicone reached the surface onlyalong the lateral parts of the backstop. Ano-ther difference between both models is re-lated to the internal deformation ofindividualized blocks (as shown by the gridmarkers): in Model 1, blocks remain relati-vely undeformed whereas in Model 2, inter-

nal deformation is achieved by sets of nor-mal faults and/or thrusts, with a millimetricspacing and very small displacement (com-pare A4 and B4 of Fig. 2; Fig. 3A).

Figure 3B illustrates the geometry of thesilicone, once sand is removed from Model2 (compare with its final stage, B4 of Fig.2). It clearly shows that thrusts and backsth-rusts are rooted within the viscous subs-trate, and that strike-slip faults involve thecomplete vertical section. Additionally, it re-veals the existence of blind thrusts (labeledb1 and b2 in figure 3B) previously coveredby the frontal thrust in the right part of fi-gure 2 (stage B4). The aforementioned mi-llimetric spacing structures within blocks didnot produce any observable deformation inthe silicone layer, and are limited to thesand layer. Only two initial diapirs were pre-served (circles in Fig. 3B), being the rest ei-ther covered by thrusts or drasticallymodified, becoming unrecognizable.

The different grade of shortening bet-ween the apex zone and the lateral parts ofthe progressive arc is illustrated in figures3C and D, respectively. In the apex, a com-plex geometry of opposite-verging thrustsdefines pop-up and pop-down structures.The high shortening in this zone producedthe complete covering of a large pop-downsituated on a thrust footwall (Fig. 3C). Inthis cross-section a vertical thickening up to6.5 cm, that is, around 325% is observed.In other parts of the model, this thickeningreached 9 cm (450%). In the right lateralpart, the uppermost thrust slice is detachedwithin the diapir (silicone underlining theuppermost thrust, Fig. 3D).

Discussion

Our experiments show that the resultingdeformation style is similar to the experimentsof Jimenez-Bonilla et al. (2016): a highly seg-mented, non-cylindrical arcuate fold-and-thrust belt. The resulting blocks stronglyrotated clockwise or anticlockwise and arebounded by normal or strike-slip faults, whichaccommodated arc parallel stretching. In themodel, the transfer faults, whose regime va-ries during progressive deformation, genera-ted salients and recesses of the deformationfront together with along-strike steep topo-graphic variations (stages A4 and B4 of Fig.2, Fig. 3A).

The diapirs are key heterogeneities forthe nucleation and linking of structures atthe beginning of the experiment. They also

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Fig. 1.- Simplified sketch of the experimental ap-paratus. Model set-up in oblique view and cross-section (dotted frame: silicone below the sand).

Fig. 1.- Esquema de la mesa de experimentacióny del paralepípedo inicial en vista oblicua y corte(punteado: silicona debajo de la arena)

facilitated the outward propagation of thedeformation front when compared to a si-milar experiment without diapirs (see Fig.3A-C of Jiménez-Bonilla et al., 2016). Then,when shortening proceeded, the diapirswere totally incorporated to the deformedwedge and transported towards the fore-land through thrusting. Consequently, at

late stages, their influence on the fold-and-thrust belt geometry diminished.

The nucleation of structures promoted bythe presence of diapirs was also observed inthe analogue models of Roca et al. (2006)and Rowan and Vendeville (2006). In the ex-periments of Crespo-Blanc and Gálvez(2008), thrusts and strike-slip faults systema-

tically linked the diapirs. In our experiments,the large diapirs of Model 1 seem to favourthe occurrence of discrete structures with cen-timeter-scale spacing while milimeter-scalespacing structures are more frequent inModel 2. As a consequence, Model 2 showsa more segmented fold-and-thrust belt thanModel 1. This high degree of strain partitio-

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Influence of diapirs on the development of non-cylindrical arcuate fold-and-thrust belts: Results from analoguemodels of progressive arcs

Fig. 2.- Line drawings of Model 1 (A) and 2 (B) at various deformation stages. The initial position of diapirs is marked.

Fig. 2.- Dibujos a partir de fotografías de los Modelos 1 (A) y 2 (B) en distintos estadios de deformación. La posición inicial de los diapiros está marcada.

GEOGACETA, 62, 2017 A. Crespo-Blanc, A. Jiménez-Bonilla, J.C. Balanyá, I. Expósito y M. Díaz-Azpiroz


ning is the main difference with respect to theexperiments without initial diapirs, as shownby the comparison of figure 3C of Jimenez-Bonilla et al. (2016) --with the same rheology,experimental conditions and similar move-

ment of the backstop apex-- and that of sta-ges A2 and B2 of figure 2 of the presentpaper: from the beginning of Models 1 and 2experiments, a higher number of structures(among them, strike-slip fault systems) for-

med than in Jiménez-Bonilla et al. (2016).When shortening proceeds, shortening ismostly accommodated by the tightening ofand displacement on previous structures ra-ther than by the nucleation of new ones. Itproduced the thickening of the wedge. Imple-mented to natural cases, our results can shedlight on the influence of diapirs on the strainpartitioning of an arcuate, along-strike seg-mented fold-and-thrust belt that developedover a ductile substrate as a progressive arc.

Conclusions

1. Pre-deformational diapirs during the progres-sive protrusion of a backstop which curvatureratio diminished during the experiment produ-ced a highly segmented and non-cylindrical ar-cuate fold-and-thrust belt.2. Diapirs favoured the nucleation of normaland strike-slip faults, which accommodatedarc-parallel stretching, and generated the indi-vidualization of blocks that rotated clockwiseor anticlockwise, that is, a higher strain parti-tioning within the deformed wedge.3. Large diapirs have a stronger influence onthe structure nucleation than small ones. Largediapirs also favour the development of largerand wider structures; by contrast, on small dia-pirs, millimetric spaced structures with smalldisplacement nucleated.

Acknowledgements

This study was supported by projectsRNM-0451, CGL2013-46368-P andEST1/00231. We appreciated the reviewsof E. Carola and R. Soto.

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Fig. 3.- Line drawings of Model 1 (A) and 2 (B) at various deformation stages. The initial position ofdiapirs is marked. See color figure in the web.

Fig. 2.- Dibujos a partir de fotografías de los Modelos 1 (A) y 2 (B) en distintos estadios de deformación.La posición inicial de los diapiros está marcada. Ver figura en color en la web.

Introduction

One of the main interests in salt tec-tonics comes from the oil industry, mainlybecause a large part of the world’s hydro-carbon reserves is associated withevaporitic deposits (e.g., Hudec and Jack-son, 2011).

During the last years, large hydrocarbondiscoveries have been found in the E Medi-terranean basins (EMED) in relation to athick Messinian salt deposit (Tamar, Levia-than, and Aphrodite discoveries; e.g.,Al-Balushi et al., 2016). Salt tectonics pro-cesses in this basin are governed by acomplex combination of gravity gliding andspreading (e.g., Rowan et al., 2012). Theseprocesses accommodate the downslope

flow of the salt layer since at least theMessinian, accompanying the sedimenta-tion of some of the salt sequences.

This work aims to analyse and charac-terise the structure of a deformed thick saltlayer and its supra-salt sequence. In addi-tion, the general shape and thickness of thesalt body, and of the supra-salt faults willbe studied through the detailed seismicinterpretation of a depth-migrated seismiccube (PSDM; Feng and Reshef, 2016).

Geological setting

The seismic volume used in this work islocated inside the Levant basin (LB). The LBis one of the EMED basins, and is locatedin the easternmost Mediterranean Sea,

offshore Israel and Lebanon (Fig. 1). Thisbasin is geologically delimited northwardby the Cyprus Trench, southward by theNile Cone, and by the Dead Sea TransformFault in the east (Fig. 1).

The sedimentary sequence of the LB isformed mainly by marine carbonates,detritic and evaporitic materials, whosedeposition started in the Mid-Permian andcontinues up to Present. The total sedi-mentary thickness in the basin has amaximum close to 15 km (Cartwright etal., 2012).

The EMED are characterized by a thicksequence of evaporites deposited duringthe Messinian Salinity Crisis (MSC). This unithas been drilled, confirming that it is a laye-red sequence composed mainly by halite

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Structure and faulting above a thick Messinian salt layer inthe Levant basin (offshore Israel)

Estructura y fallamiento sobre una gruesa capa de sal messiniense en la cuenca de Levante (offshore de Israel)

Álvaro Carrión-Torrente1, Juan Ignacio Soto1,2, Moshe Reshef3, Joan Flinch4 and Ilson Nunes-Rubim1

1 Departamento de Geodinámica, Universidad de Granada, Campus de Fuentenueva, 18071- Granada, España. [email protected]; [email protected] Instituto Andaluz de Ciencias de la Tierra (CSIC-Univ. Granada), 18071 - Granada, España. [email protected]

3 Department of Geosciences, Tel Aviv University, 69978 - Tel Aviv, Israel. [email protected] Repsol Exploracion S. A., C/ Méndez Álvaro, 44, 28045-Madrid, España. [email protected]

ABSTRACT

The structure and deformation history of the supra-salt succession in asector of the Levant Basin (offshore Israel) in the Eastern Mediterranean havebeen analysed. Through the interpretation of seismic cube migrated in depth,the main seismic discontinuities have been established in the Plio-Quaternarysequence, as well as the top and base of a thick salt layer of Messinian age(~1 km of thickness). A detailed seismic-stratigraphy has let to analyse thedistribution of the supra-salt normal faults, as well as the pulses of syn-sed-imentary faulting. At the same time as a ductile flow of the salt towards theNW, the cover was deformed and sank by means of SW-NE trending syn-sedimentary faults. During this deformation three main faulting pulses havebeen reconstructed (≤3.7, ~3.7-2.6, and ≤0.9 Ma).

Key-words: salt tectonics, growth faulting, seismic interpretation,Messinian, Levant Basin.

RESUMEN

Se analiza la estructura e historia de deformación en la sucesión supra-salina en un sector de la Cuenca de Levante (Israel) en el Mediterráneo Oriental.A través de la interpretación de un cubo sísmico migrado en profundidad sehan establecido las principales discontinuidades sísmicas en la sucesión plio-cuaternaria, así como las reflexiones de techo y base de una potente lámina desal de edad Messiniense (~1 km de espesor). Con una seísmo-estratigrafía deta-llada se han analizado la distribución de las fallas normales supra-sal, así comolos pulsos de fallamiento sin-sedimentario. A la par que un flujo dúctil hacia elNO de la sal, la cobertera se deforma y hunde mediante fallas sin-sedimentariasSO-NE. En esta deformación se han reconstruido tres pulsos principales de falla-miento (≤3,7; ~3,7-2,6 y ≤0,9 Ma).

Palabras clave: tectónica salina, fallas sin-sedimentarias, interpretaciónsísmica, Messiniense, Cuenca de Levante.

with various highly reflective intra-salt levels(e.g., Cartwright et al., 2012; Feng et al.,2016; Fig. 2).

Dataset

The seismic cube used in this study isa pre-stack depth migration volume(PSDM), migrated in depth using a three-dimensional velocity model constrained bywell information. Feng and Reshef (2016)provide a detailed explanation of thevelocity model and about the depthmigration procedure. The seismic cubearea is about 525 km2 (~23 x 23 km) andthe maximum penetration was 10 km.Seismic information below 3.2 km and thedetailed position of the cube are notshown due to confidentiality.

A detailed 3D seismic interpretation ofthe boundaries (top and bottom) of theMessinian layer has been accomplished,together with a study of the deformationsaffecting the Plio-Quaternary, supra-saltsequence (Fig. 2).

Seismo-stratigraphy

The studied sedimentary sequence isseparated in two main sequences: the Messi-nian salt and the supra-salt sequence (Fig. 2).

Based on the seismic character andcontinuity, the Messinian Salt Sequence hasbeen divided in three evaporitic units withtransparent seismic facies (ME1 to ME 3;Fig. 2A). These intra-salt sequences arebounded by high-amplitude reflective layers(MC1 to MC3; Fig. 2A). This seismo-strati-graphy follows the scheme used by manyother authors in the LB (e.g., Cartwright etal., 2012).

ME1: The lowermost Messinian evaporitesequence, limited at the base by a high, nega-tive amplitude reflection (BS), and boundedat the top by the MC1 reflective layer.

MC1: A relatively continuous flat reflec-tion, bounding the ME1 and ME2 evaporiticsequences. MC1 is approximately parallel toBS, dipping northwestwardly. Feng et al.(2016) has demonstrated that MC1 is afine-grained clastic layer.

ME2: This evaporitic sequence is a tabu-lar unit with a rather constant thickness of300 m.

MC2: This reflective package is compo-sed by three (locally four) strongly deformedreflective layers, which are deformed byopen folds and some low-angle thrusts.

ME3: This corresponds to the upper-most evaporitic sequence, which has someweak internal reflections onlapping withMC2. The upper part usually shows toplapgeometries (towards the NW) with the top-salt (TS) contact.

MC3: In the northwest, above ME3, itappears a discontinuous level of high, posi-tive amplitude reflections, which aretruncated by TS. This level thickens north-westward.

The Plio-Pleistocene supra-salt sequencehas been divided into four seismo-stratigra-phic units (S1 to S4; Fig. 2A). The age ofthese sequences has been estimated byextrapolating linearly the age of the TS (5.3Ma) to the seafloor:

S1 (Early Pliocene; Zanclean): The lowersupra-salt unit is bounded by the TS and aseismic reflection estimated at ~3.7 Ma(Fig. 2A). This unit shows a sheet-like geo-metry and is characterized by moderateamplitude, highly continuous reflections,which are parallel to the TS. S1 has a meanthickness of 320 m that remain constantalong the section. S1 is interpreted as hemi-pelagic deposits.

S2 (Late Pliocene; Piacenzian): Theupper boundary of this unit is a moderate-reflective reflection estimated at ~2.6 Ma.S2 is characterized by highly continuousreflections with, low-to-moderate amplitu-des. The parallel fabric of S2 is usuallytruncated by the upper boundary. This unitshows a rather constant thickness of about60 m. Towards the centre of the area, it hasbeen interpreted the occurrence of a sub-unit (called S2b; Fig. 2B) with a chaoticseismic facies and scarce internal reflectionswith low-reflectivity. S2b has a wedge geo-metry, thickening towards the SE, where itachieves a maximum vertical thickness of~200 m.

S3 (Early Pleistocene; Gelasian andCalabrian): It is bounded by two erosivesurfaces (Fig. 2B). The upper boundary hasan estimated age of ~0.9 Ma. The lowerboundary is a rough surface truncating thelaminated fabric of the underlying S2 unit,which eliminates towards the NW the S2bunit. This unit has a chaotic seismic fabric

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Fig. 1. - Tectonic map of the E Mediterranean Basins, locating the Levant Basin and the position of thestudied seismic cube. Geology simplified from Allen et al. (2016). The position of Figure 2B is also shown.Verfigura en color en la web. See color figure in the web.

Fig. 1.- Mapa tectónico de las cuencas del este del Mediterráneo y localización de la cuenca de Levante yde la posición aproximada del cubo sísmico. Geología simplificada de Allen et al. (2016). Se indica la posiciónde la figura 2B. Ver figura en color en la web.

with moderate low-amplitude reflections,and has wedge geometry, thickeningtowards the SE (Fig. 2B). The thicknessvaries from 330 to 70 m. This unit possiblycorresponds to a mass transport deposit.

S4 (since Middle Pleistocene): The baseof this unit is an irregular, erosive surface(Fig. 2B). Internally, this unit has scarce,low-to-moderate amplitude reflections andshows wedge geometry, thickening towardsthe SE. With respect to the base, S4 showsdownlap truncations. Maximum thickness is~500 m thinning towards NW to up fewtens of meters.

General structure

The general geometry of the region isillustrated in figure 2B. This is a downdiparbitrary seismic line oriented NW-SE.The Messinian salt body is broadly tabu-lar along this selected profile. The unitthickening towards the NW, achieving amaximum thickness of ~1500 m, decre-asing until being less than 400 m. Saltthickening is related to the ductile flowof the Messinian salt layer, migratingdownslope towards the NW in the mar-gin (Allen et al., 2016).

The lower intra-salt unit, ME1, is con-cordant with BS and has a constantthickness of around 200 m. The middle-unit,ME2, is a tabular layer with an irregular topsurface and achieves maximum thicknesses> 300 m in the internal salt anticline struc-tures. Towards the LB margin (i.e., towardsthe SE), the different evaporitic sequences(ME1 to ME3) cannot be distinguished, anda single, transparent layer constitutes theMessinian salt sequence (Fig. 2B). Theuppermost evaporites in fact, thin abruptlytowards the TS, coinciding with a majorfault zone dipping basinward towards theNW. Internally, the Messinian sequenceshows internal folds, like the open anticlinesdepicted by the reflective package MC2. Indetail, most of these folds have NW ver-gence, i.e., basinward (c.f., between 5 and10 km in Fig. 2B).

The overlying, Plio-Pleistocene supra-salt sequence thickens landward, achievinga maximum vertical thickness of 1 km, whe-reas it thin progressively towards the NW,up to a minimum of ~500-600 m. Thesupra-salt sequence is affected by planarnormal faults.

The lower half of the Plio-Pleistocenesuccession (S1 and S2 units; i.e., Pliocene)

is approximately tabular and it does notchange significantly towards the faults. Incontrast, the upper part of this succession(S2b, S3 and S4 units; i.e., since the latestPiacenzian) thickens, towards and acrossthe faults, defining a series of syn-sedimen-tary grabens opening landwards (Fig. 2B).

The top of the salt sequence is alsoaffected by normal faults. The general trendof this surface is mainly sub-horizontal withlocal highs and lows, dipping gentlytowards the SE (Fig. 2B), where it achievesa maximum depth of 1400 m. Shallowerdepths (< 1200 m) are achieved towardsthe NW and above the crest defined by thefault zone at the SE (Fig. 3).

The base (BS) of the Messiniansequence is nearly flat and has a gently NWdip (<5º). Depth of the BS varies fromabout 2 km at the SE to 2.4 km towards theNW.

Supra-salt faulting

The supra-salt sequence is characteri-zed by planar normal faults with small saltrollers and rollover folds.

These faults are planar fractures with amaximum displacement of 200 m in the

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Structure and faulting above a thick Messinian salt layer in the Levant Basin (offshore Israel)

Fig. 2.- (A) Seismo-stratigraphy and acronyms used in the Levant Basin. The age of the seismic reflections has been calculated assuming a constant sedimentationrate extrapolated linearly from TS (5.3 Ma) to the seafloor. (B) Downdip NW-SE arbitrary seismic line and seismic interpretation focusing on the supra-salt extensionalfaults. Location of the section is shown in figure 1. See color figure in the web.

Fig. 2.- (A) Esquema sismo-estratigráfico y acrónimos usados en la Cuenca del Levante. La edad de los horizontes principales se ha calculado suponiendo unavelocidad de sedimentación constante, extrapolada linealmente entre el techo de la sal (TS, 5,3 Ma) y el fondo marino. (B) Línea sísmica arbitraria NO-SE e inter-pretación centrándose en las fallas extensionales de la secuencia supra-sal. La localización de la sección se muestra en la figura 1. Ver figura en color en la web.

GEOGACETA, 62, 2017 Á. Carrión-Torrente, J.I. Soto, M. Reshef, J. Flinch and I. Nunes-Rubim


central domain of the section, increasingthe fault displacement magnitude towardsthe SE (Fig. 2B).

The dips of the studied fault populationvary along the section (Fig. 2B). The domi-nant family is formed by normal faultsdipping 45º- 55º towards NW; other conju-gate and contemporaneous faults diptoward SE, with higher dips of 55º- 60º.

Both faults families are linked, formingangles of 70º-80º. This geometry contrastswith the common dihedral angle (~60º)observed between conjugate faults duringbrittle faulting under compressional verticalstress, thus reflecting a non-Coulomb beha-viour during faulting.

A clockwise rotation (i.e., towards theSE) of the initial position of the blockstogether with the planar faults is found(Fig. 2B). This rotation increases towardsthe SE and it is shown by the lower dip ofthe master faults in relation to their rela-tive conjugate, antithetic faults. This faultrotation is accomplished above a weaksalt layer, which acts as an effectivedetachment surface during extension ofthe supra-salt sequence.

In plan view (Fig. 3), it is interpreted theoccurrence of SW-NE extensional faultsystems. These normal fault systems are for-med by several normal fault segments,which dip northwestwards, and their conju-gate faults, dipping opposite, describing ahorst-graben system. The morphology of thefault planes is normally convex upward withthe apex located in the vicinities of the

region with the maximum displacement.This geometry responds, possibly, to anupward bending of the fault surface produ-ced by the salt upwelling during faulting.

The analysis of faults distribution withrespect to the different seismic units allo-wed us to define various pulses of faulting.Most of the faults affect only the seismicunits S1 and S2, whereas others cut all thePlio-Quaternary succession. There is a thirdset of small faults that only affects theupper seismic unit, S4 (Fig. 2B).

The timing of deformation varies alsoalong the area. During the first faultingpulse, few normal faults were syn-sedimen-tary with the top of Unit S1 (3.7 Ma; Fig.2B). Lately, during the second pulse, itstarted to develop another set of syn-sedi-mentary faults during the deposit of S2(between ~3.7 and 2.6 Ma.) There wasthen a deformation pause coinciding withthe sedimentation of S3 (~2.6-0.9 Ma).Afterwards, and during the third pulse, theyoungest faults start their activity coincidingwith the deposition of Unit S4 (≤ 0.9 Ma).During this stage some of the previousfaults were also reactivated (Fig. 2B). Thefaulting mechanisms in the Levant basin areprobably driven by a combination of gravityspreading triggered by the sediment load,and the downslope gliding of the Messinianevaporite sequence.

Conclusions

The main conclusions obtained in thiswork are:

(1) The Messinian salt body in theLevant basin defines a NW-thickeningwedge of salt, which achieves up to 1.5 kmof vertical thickness. A flat base and astrongly deformed top bound this salt layer.Within this evaporite sequence, we havefound various transparent layers formedmainly by halite (ME1-ME3) separated bythree reflective layers mostly composed byshales (MC1-MC3).

(2) The Plio-Quaternary sequence ischaracterised by 4 seismic units, locally 5(S1-S2-S2b-S3-S4) and achieves ~1 km ofvertical thickness. These materials des-cribe a wedge, which thickens landward(i.e., SE).

(3) The supra-salt sequence is deformedby SW-NE trending normal faults (mainlydipping towards NW), forming conjugatefault systems. The morphology of the faultplanes is sometimes convex upwards, due

possibly to fault up warping induced by thesalt upwelling during faulting.

(4) The timing of normal faulting variesalong the studied area. After the deposit ofunit S1, three main pulses of faulting occu-rred. The first episode occurred during thelate lower Pliocene (≤3.7 Ma), coincidingwith the deposition of the upper S1. Asecond pulse accompanied the sedimenta-tion of S2 (Late Pliocene; ~2.6 Ma) and athird, during deposition of S4 in the middlePleistocene (≤ 0.9 Ma). These faulting pul-ses were probably driven by a combinationof gravity downslope (basinward; i.e., NW)gliding and spreading of the thick Messi-nian salt layer in the Levant Basin.

Acknowledgements

The authors would like to thank Repsolfor the financial support to this research. Weare also grateful to IHS and Petrel for theKingdom softwares, respectively. Finally, weacknowledge F. Sabat, an anonymous revie-wer, and the editor M. Díaz Azpiroz for theircomments and varied suggestions, whichhave helped to improve this paper. This is acontribution of the research group RNM-376 of the Granada University.

Referencias

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Fig. 3.- Structural depth map of the top of the Messi-nian salt sequence (TS). Included faults correspondto the structure interpreted at 1250 m depth (Seeposition in Fig. 2B). See color figure in the web.

Fig. 3.- Mapa estructural de profundidad para eltecho de la secuencia salina (TS). Incluye las fallasinterpretadas a una profundidad de 1250m (ver po-sición en Fig. 2B). Ver figura en color en la web.

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Introducción

Ya sea por su localización estratégica enel extremo suroccidental de la Península Ibé-rica, o por su compleja evolución geológica,el Golfo de Cádiz ha sido objeto de diversosestudios durante las últimas décadas, con ob-jetivos tanto académicos como exploratorios(e.g., Maldonado et al., 1999). Este interés seha visto acrecentado por los indicios obteni-dos a lo largo de campañas exploratorias queindican un sistema petrolífero activo, con po-tenciales acumulaciones de hidrocarburos(HC) en sedimentos turbidíticos de edadMessiniense (Ramos et al., 2015).El rasgo geológico principal es el prisma

de acreción del Golfo de Cádiz (PAGC), conuna cobertera sedimentaria de edad Mioceno

Medio a actual (e.g., Maldonado et al., 1999,Medialdea et al., 2004). En este contexto ladeformación de la sucesión sedimentaria so-brepuesta al PAGC está controlada no sólopor los esfuerzos regionales, sino también porfactores locales asociados a la dinámica delpropio prisma y de los diapiros asociados.

Diapirismo Arcilloso

El factor desencadenante para el desarro-llo del diapirismo arcilloso se da cuando lapresión de fluidos intersticiales supera a lapresión litostática. Por ello, cualquier procesoque modifique la relación entre ambos es-fuerzos influye en el diapirismo. La distribu-ción geográfica de los diapiros arcillosos estácontrolada por el contexto geológico aunque



Deformaciones neógenas y diapirismo arcilloso en el sectornororiental del prisma de acreción del Golfo de Cádiz

Neogene deformations and shale diapirism in the northeastern sector of the accretionary wedge of the Gulf of Cadiz

Ilson Nunes-Rubim, Álvaro Carrión-Torrente y José Luis Sánchez-Roldán

Departamento de Geodinámica, Universidad de Granada, Campus de Fuentenueva, 18071, Granada, España.

[email protected], [email protected], [email protected]

ABSTRACT

The Gulf of Cádiz is situated over the Eurasian-African plate boundary,which is characterized by an oblique NW-SE convergence. This work exami-nes the deformation of the sedimentary cover on the northeastern sector ofthe accretionary wedge of the Gulf of Cadiz (AWGC), characterized by shaleand salt diapirs. We analyze the distribution of shale diapirs and their rela-tionship with structures affecting the supra-AWGC sedimentary sequencefrom the Middle Miocene to present. Using commercial multi-channel 2Dseismic lines and four oil wells, we have identified three seismic-stratigraphicunits above the PAGC (Pleistocene, Pliocene and Middle-Upper Miocene). Itis presented a structural map with growth normal faults associated down-slope with SSW-NNE shale diapirs and troughs. The overall structure is pro-bably formed by a left-lateral transpression deformation since the MiddleMiocene with gravitational gliding above the AWGC.

Key-words: Accretionary wedge, Gulf of Cádiz, shale diapirs, Neogene,Gibraltar Arc.

RESUMEN

El Golfo de Cádiz se encuentra sobre el límite de las placas Euroasiática yAfricana, caracterizado por un régimen de convergencia oblicua NO-SE. En estetrabajo se estudia la deformación de la cobertera sedimentaria sobre el sectornororiental del prisma de acreción del Golfo de Cádiz (PAGC), caracterizado porintrusiones de diapiros arcillosos y salinos. Este estudio analiza la distribución delos diapiros arcillosos y su relación con estructuras que afectan al relleno sedi-mentario suprayacente, desde el Mioceno Medio hasta el presente. Utilizandolíneas sísmicas multicanal comerciales 2D y cuatro sondeos petrolíferos, se hanidentificado tres unidades sismoestratigráficas sobre el PAGC (Pleistoceno, Plio-ceno y Mioceno Medio-Superior). Se presenta un mapa estructural con fallasnormales de crecimiento asociadas pendiente abajo con diapiros arcillosos y cube-tas sinclinales SSO-NNE, según un régimen de deformación desde el MiocenoMedio de transpresión izquierda y deslizamiento gravitacional sobre el PAGC.

Palabras clave: Prisma de acreción, Golfo de Cádiz, diapirismo arcilloso,Neógeno, Arco de Gibraltar.

Fig. 1 - Dominios tectónicos del PAGC en el sectorNE del Golfo de Cádiz (Medialdea et al., 2004) y po-sición del área estudiada (recuadrado con puntos).Ver figura en color en la web

Fig. 1 – Tectonic domains of Accretionary Wedge ofthe Gulf of Cadiz (AWGC) (Medialdea et al., 2004)and position of the studied area (dotted square).See color figure in the web.

se conoce que el principal mecanismo de ac-cionamiento de diapiros está asociado a sis-temas contractivos (e.g., Dimitrov, 2002). Ensituaciones de este tipo, la sobrecarga cau-sada por las láminas cabalgantes eleva la pre-sión de poros en las capas subyacentes,desequilibrando el sistema y promoviendo elascenso de la capa fuente arcillosa. Este pro-ceso permite la migración de fluidos hasta lasuperficie, dando lugar a volcanes de fango(VF; e.g., Kopf, 2002; Somoza et al., 2003).Existe una estrecha relación entre dia-

pirismo arcilloso y distintos elementos delsistema petrolífero (Kopf, 2002). Además derelacionados a potenciales rocas madre,constituyen barreras efectivas de permeabi-lidad, por lo que influyen tanto en rutas demigración como en posibles trampas.

Contexto Geológico

Desde el inicio de la formación del Arco deGibraltar, en el Paleógeno Superior, el Golfo deCádiz se ve condicionado por una convergenciaN-S entre las placas Euroasiática y Africana. Estaconvergencia ha rotado gradualmente haciauna transpresión NO-SE desde el MiocenoMedio hasta la actualidad (e.g., Maldonado etal., 1999, Zitellini et al., 2009). Maldonado et

al. (1999) sugieren que el emplazamiento delPAGC se inicia justo antes del Tortoniense Su-perior, dado que sedimentos de esta edad seencuentran tanto bajo como sobre el PAGC.Esto no excluye que haya movimientos anterio-res de edad Mioceno Inferior-Medio. Los datosde GPS indican en el límite N del PAGC un des-plazamiento hacia el O de 1,8 ± 0,8 mm / año(Serpelloni et al., 2007). El área estudiada (Fig. 1) se sitúa en el

sector NE del PAGC en el Golfo de Cádiz.El relleno sedimentario está constituidoaquí por un importante acúmulo de arcillasy margas datadas desde el Paleógeno hastala actualidad, localmente mezcladas conmateriales mesozoicos procedentes de lospaleo-márgenes infrayacentes de las cade-nas Béticas y Rif (Maldonado et al., 1999).Diversas estructuras diapíricas salinas y ar-

cillosas han sido caracterizadas previamente,en relación con la dinámica y evolución delPAGC (Somoza et al., 2003; Fernández-Pugaet al., 2007; Medialdea et al., 2009).

Datos y Metodología

Los perfiles sísmicos y datos de son-deos utilizados en este trabajo han sido ob-tenidos junto al Archivo Técnico de

Hidrocarburos (ATH). Considerando la loca-lización y calidad de los datos, se han se-leccionadas 23 líneas sísmicas 2D nomigradas (en tiempo doble). Además, sehan utilizado datos de 4 sondeos petrolífe-ros, elegidos por su posición e informacióndisponible (Fig. 2B).Se ha elegido una línea sísmica que

pasa por el pozo Cádiz Mar Profundo C-1para calibrar la sismoestratigrafía de lazona de estudio (Fig. 2A). Según los infor-mes bioestratigráficos se han individuali-zado tres unidades, de edades Pleistoceno,Plioceno y Mioceno Medio-Superior. Losdatos micropaleontológicos indican sedi-mentos del tránsito entre el Mioceno Medioal Superior en los últimos 612 m del pozo.De esta forma, por la interpretación sísmicay dada la profundidad final del pozo (2946m, Fig. 2A), se plantea que la unidad másantigua sobre el PAGC es del MiocenoMedio-Superior.

Interpretación Estructural

La malla de perfiles interpretados (Fig.2C) y la correlación estratigráfica ha permi-tido levantar un mapa estructural sintético(Fig. 3). Este mapa muestra las estructuras

GEOGACETA, 62, 2017 I. Nunes-Rubim, Á. Carrión-Torrente y J.L. Sánchez-Roldán


Fig. 2 - Líneas sísmicas interpretadas (A y C) y posicionamiento de las líneas y pozos (círculos) empleados en este estudio (B). El recuadrado en (A) señala laposición de la Fig. 4. La sismoestratigrafía utilizada procede de los datos del pozo contenido en la línea sísmica (A).

Fig. 2 – Seismic lines interpreted (A and C) and position map with the seismic lines and wells used for this study (B). The rectangle in (A) marks the position ofFig. 4. The seismo-stratigraphy in this study corresponds to the data from the well shown in (A).

a unos 2 seg de profundidad, diferencián-dose los tipos de fallas y las culminacionesde los cuerpos diapíricos, junto a los VF en-contrados y otros ya estudiados por autoresprevios (Somoza et al., 2003; Fernández-Puga et al., 2007; Medialdea et al., 2009).Las estructuras cartografiadas afectan a unasucesión sedimentaria de unos 3000 m deespesor, datadas desde el Mioceno Mediohasta la actualidad (Fig. 2C).

Diapiros de lodo

En las líneas sísmicas los cuerpos diapí-ricos se caracterizan por unas facies sísmicascaóticas, con abundantes difracciones inter-nas y una reflectividad difusa en el contactocon la cobertera sedimentaria. En general, losdiapiros tienen una geometría cónica, simé-trica (Fig. 2C). No obstante, localmente sonasimétricos, con paredes al O de mayor bu-zamiento. Lo que se interpreta como cohe-rente con el movimiento hacia el O del PAGCy de la convergencia actual NO-SE.En el dominio O de la zona estudiada

los diapiros arcillosos presentan una di-rección preferente NNE-SSO, formando es-tructuras subparalelas al límite N del PAGC.Algunas de estas paredes arcillosas corres-ponden con las crestas diapíricas del Gua-dalquivir y de Cádiz descritas porFernández-Puga et al. (2007; Fig. 3). Algu-nos diapiros llegan localmente a la superfi-cie del fondo marino (Fig. 2C), formandocampos de VF. En el NE del área estudiada,los diapiros presentan menor relieve y estánalineados según la dirección NNO-SSE. Eneste caso su ascensión parece estar aso-ciada al bloque de muro de fallas gravita-cionales orientadas NO-SE.

Fallas Normales

Las fallas normales caracterizadas seencuentran predominantemente en el sec-tor E de la zona estudiada. Presentan orien-tación NNO-SSE y buzamiento hacia el O(i.e., hacia la cuenca). Algunas son fallas ac-tivas ya que cortan sedimentos hasta alfondo marino (Fig. 2A). Muchas de las fallasson sin-sedimentarias, con actividad desdeel Plioceno, ya que las sucesiones de Plio-Cuaternarias se engruesan hacia las fallas.Algunas fallas presentan carácter lístrico,cuya terminación subhorizontal se producedentro de la sección arcillosa del PAGC(Mioceno Inferior-Medio), constituyendo lacapa fuente del diapirismo arcilloso.

Fallas de Salto en Dirección

Se ha identificado una componenteoblicua asociada al movimiento normalde algunas de las fallas N-S en la porciónESE de la zona estudiada. Estas fallas secaracterizan en los perfiles sísmicos porsu alto buzamiento y por cambios latera-les de espesor de las capas sedimenta-rias (Fig. 4). Se interpreta que estasestructuras representan una migraciónlateral de depocentros, con una compo-nente de salto en dirección (e.g., Noda,2013).Considerando la irregular distribución y

espaciado de las líneas sísmicas utilizadas,no ha sido posible precisar la geometría tri-dimensional de las fallas, ni determinar conseguridad la cinemática del movimiento. Sinembargo, según la arquitectura y las rela-

ciones geométricas, se interpreta un com-ponente sinistrorso para algunas de estasfallas (Figs. 2A y 4).

Pliegues

En las líneas E-O se identifican plieguessuaves (e.g., Fig. 2C), con ejes NNE-SSO decubetas sinclinales, sub-paralelos tanto a lascrestas anticlinales de los pilares o muros dearcilla como al límite NO de PAGC (Fig. 3). Ladisposición espacial y geometría de estas es-tructuras es compatible con los efectos de latranspresión regional NO-SE en el PAGC.

Discusión y Conclusiones

La interpretación sísmica realizada, conuna sismoestratigrafía que utiliza las data-ciones en sondeos exploratorios, ha sido in-

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Deformaciones neógenas y diapirismo arcilloso en el sector nororiental del Prisma de Acreción del Golfo de Cádiz

Fig. 3 – Mapa estructural a unos 2 segundos de profundidad en el sector NE del PAGC. Se incluyen como re-ferencia los nombres de las crestas diapíricas (Fernández-Puga et al., 2007). Ver figura en color en la web

Fig. 3 – Structural map of the NE sector of the AWGC at approximately 2 s depth. It is included for referencethe name of the shale diapirs culminations (Fernández-Puga et al., 2007). See color figure in the web.

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tegrada con los resultados de trabajos pre-vios para caracterizar las estructuras (fallasy diapiros arcillosos) en el sector nororientaldel Prisma de Acreción del Golfo de Cádiz(PAGC). Se han caracterizado tres sucesio-nes sismoestratigráficas sobre el PAGC, conedades desde la parte alta del MiocenoMedio hasta la actualidad.Como resumen del estudio, se presenta

un mapa tectónico de las deformaciones enla cobertera sedimentaria del PAGC. Las es-tructuras son: (1) crestas y diapiros arcillo-sos orientados NNE-SSO, coincidentes conanticlinales amplios, localmente con cam-pos de volcanes de fango (VF) en sus cul-minaciones (Fig. 2C y 3); (2) depocentrosparalelos con adelgazamientos progresivosde las sucesiones sedimentarias hacia eltecho de los diapiros, lo que corrobora laascensión diapírica sinsedimentaria (Fig.2C); (3) fallas lístricas, sin-sedimentarias (almenos desde el Plioceno) que se enraizanen las arcillas del propio PAGC mediantedespegues subhorizontales (“shale detach-ments”); y (4) fallas con una componentede salto en dirección sinistrorso (Fig. 4). Se interpreta que simultáneamente a la

imbricación y avance del PAGC hacia el O, sedesarrollan importantes procesos diapíricosque condicionaron la arquitectura estratigrá-fica de las sucesiones post-Mioceno Medio.Un modelo estructural sintético se ilustra enla figura 5 (adaptado de Rowan et al., 1999),

donde las fallas normales sin-sedimentariasestán conectadas a segmentos de salto endirección sinistrorsos correspondientes a fa-llas de transferencia que conectan las estruc-turas extensionales talud arriba, con elascenso de diapiros arcillosos, y un sistemacompresional pendiente abajo, al SO del áreade estudio. Es allí donde mejor se desarrollanlos diapiros arcilloso y campos de VF (e.g., So-moza et al., 1999, Fernández-Puga et al.,2007; Medialdea et al., 2009).Dada su localización, habría que consi-

derar la posible influencia y contribucióndel aporte sedimentario del Río Guadalqui-vir en la estructuración superficial del sectorNE del PAGC, aunque este es un aspectoque podría abordarse con datos de mayordensidad y resolución hacia la plataformacontinental al N.

Agradecimientos

Este trabajo no sería posible sin elapoyo y facilitación de los datos a travésdel Prof. Juan Ignacio Soto. Es una contri-bución del grupo de investigación RNM-376 de la Junta de Andalucía. Los autoresagradecen al equipo de GESSAL en el Ar-chivo Técnico de Hidrocarburos (ATH). Porúltimo y no menos importante, agradece-mos a las constructivas revisiones de CesarR. Ranero y un revisor anónimo por sus su-gerencias para la mejora del trabajo.

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Fig. 5 – Bloque diagrama esquemático mostrando el estilo estructural de las deformaciones Neógenasal oriente del PAGC (adaptado de Rowan et al., 1999).

Fig. 5 – Schematic diagram block showing the structural style of the Neogene deformations in theeast of the AWGC (adapted from Rowan et al., 1999).

Fig. 4 – Detalle de una falla normal con una com-ponente de salto en dirección. Barras blancas se-ñalan el cambio lateral de espesor de una mismaunidad sismoestratigráfica (Plio-Pleistoceno). Si-tuación de la ventana sísmica indicada en Fig. 2A.

Fig. 4 – Detailed view of a normal fault with a ho-rizontal component of the displacement. Whitebars mark the lateral thickness variations of thesame seism-stratigraphic unit (Plio-Pleistocene).Position of the seismic window is marked in Fig. 2A.

Introduction

The Neogene-Quaternary extensional ba-sins of the eastern Iberian Chain represent theonshore deformation linked to rifting of theValencia Trough. The largest one among themis the Teruel Basin, in which the active, right-relay arranged Concud and Teruel faults aretwo of the main active structures (Fig. 1).Lafuente et al. (2011) have shown that

both faults are independent from the geo-metrical and kinematical point of view, asevinced by their distinct transport directions(N275ºE and N220ºE, respectively). Never-theless, these authors postulate a certainmechanical interaction between them, and

hypothesized that they are in a transientstage previous to linkage. Two different al-ternative models of fault linkage (either pre-sent or future) through the relay zone wereconsidered in that work: a) One or several transfer faults cutting

transversely the relay zone (hard linkage, inthe sense of Gibbs, 1984), which could beparallel to the nearby Los Mansuetos-Val-decebro E-W striking fault zone. b) Northwards prolongation of the main

trace of the Teruel Fault up to abut the NW-SE trending trace of the Concud Fault. The purpose of the present study is to

present new evidence about recent brittle de-formation (meso-scale faults and fractures) at

this relay zone, and to analyse the geometry,kinematics and dynamics of such structuresin order to test both linking hypotheses.

Geological setting

The Neogene-Quaternary Teruel and Ji-loca grabens are located in the central-eas-tern Iberian Chain (Fig. 1). The NNW-SSEtrending Jiloca Graben results from right-relay arrangement of three important nor-mal faults; one of them is the Concud Fault,which bounds its southern sector. The NNE-SSW trending Teruel Graben is mainly con-trolled by nearly N-S striking faults. At thejunction of both extensional basins, the

GEOGACETA, 62, 2017




New evidence of recent fracturing at the relay zone between theConcud and Teruel faults (eastern Iberian Chain)

Nuevas evidencias de fracturación reciente en la zona de relevo entre las fallas de Concud y Teruel (Cordillera Ibérica oriental)

Alba Peiro, José L. Simón and Carlos L. Liesa

Departamento de Ciencias de la Tierra, Facultad de Ciencias, Universidad de Zaragoza. C/ Pedro Cerbuna 12, 50009 Zaragoza, España.


ABSTRACT

The NW-SE to NNW-SSE striking Concud Fault and the N-S striking Te-ruel Fault are extensional structures showing a right relay arrangement. Thehectometre-scale offset produced by both structures in the Neogene mate-rials of the Teruel basin is transferred to each other by means of a relayramp dipping towards NNW. In this study we present new information onrecent (Late Pleistocene) brittle deformation structures, some of them lo-cated within the relay zone and others aligned with the northwards pro-longation of the Teruel Fault. The observed faults and fractures are mostlyparallel to the major faults (NNW-SSE), while signs of transverse structures(pointing to hard linkage) are negligible. The Concud and Teruel faults areindependent structures from the geometrical and kinematical point of view,but we interpret that there is a mechanical interaction between them, aprevious stage to linkage by hypothetical future northwards propagationof the Teruel fault.

Key-words: Normal fault, relay ramp, mechanical interaction, LatePleistocene.

RESUMEN

La Falla de Concud (NW-SE a NNW-SSE) y la Falla de Teruel (N-S) son fallasextensionales dispuestas en relevo diestro. El salto de escala hectométrica queambas estructuras producen en los materiales neógenos de la fosa de Teruel setransfiere de una a otra mediante una rampa de relevo con pendiente hacia elNNW. En este trabajo se presenta nueva información sobre estructuras frágilesrecientes (Pleistoceno Superior), algunas localizadas dentro de la zona de relevoy otras alineadas con la prolongación septentrional de la falla de Teruel. Lasfallas y fracturas observadas son en su mayoría paralelas a las fallas mayores(NNW-SSE), mientras que los indicios de estructuras transversales (que podríanapuntar a una ‘conexión dura’ entre las fallas de Concud y Teruel) son muy esca-sos. Ambas fallas son independientes desde el punto de vista geométrico ycinemático, pero interpretamos que interactúan mecánicamente, en un estadioprevio a la coalescencia por una hipotética futura propagación hacia el nortede la falla de Teruel.

Palabras clave: Falla normal, rampa de relevo, interacción mecánica,Pleistoceno Superior.

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Concud and Teruel faults, together with thetransversal Los Mansuetos-Valdecebro faultzone, cut the Neogene filling of the graben. In the surroundings of Teruel city, these

Neogene deposits have been divided intoseveral informal units (Godoy et al., 1983):Rojo 1 (red lutites with occasional conglo-merates, sandstones, limestones andgypsum; Vallesian in age); Páramo 1 (whitelacustrine carbonates, Turolian); Rojo 2 (red-orange lutites, Upper Turolian-Ruscinian);Páramo 2 (white lacustrine carbonates, Rus-cinian); and Rojo 3 (red lutites, Ruscinian-Villafranchian). Conglomerates and lutitesof a Villafranchian pediment overlie and areinterbeded with the Rojo 3 unit. Quaternary deposits include fluvial gra-

vel, sand and silt belonging to several te-rrace levels (usually grouped into Lower,Middle and Upper terraces), as well as to

an alluvial fan system sourced at the Con-cud mountain front. Numerical ages availa-ble in the area (mainly based on U/Th andoptical luminescence, OSL) indicate that theMiddle Terrace is Middle Pleistocene (250± 32 to 90.5 ± 5.3 ka) and the Lower Te-rrace is Late Pleistocene in age (22.0 ± 1.6ka to 14.9 ± 1.0 ka) (Arlegui et al., 2005;Gutiérrez et al., 2008; Lafuente et al., 2008,2014; Lafuente, 2011).The Concud Fault is 14.2 km long, and

shows a dominant NW-SE strike that veers toNNW-SSE at its southern segment. The TeruelFault is 9.0 km long and strikes nearly N-S.Both faults produce hectometre-scale offsetof Neogene materials of the Teruel basin: netslip of 255-290 and 270 m, respectively, me-asured at the youngest pretectonic marker, i.e.the top of the Páramo 2 unit (Lafuente et al.,2011; Simón et al., 2017). Their shared han-

ging-wall block presents a gentle roll-overstructure, with an average dip of the Páramo2 beds close to 2º.Displacement between the Concud and

Teruel faults is transferred by a NNW-dip-ping relay ramp. Their displacement-lengthprofiles (Lafuente et al., 2011) show highdisplacement gradients near the relay zone,therefore involving sudden slip transference.

Recent faults at an outcrop scale

The relay zone between the Concud andTeruel faults is an area of 10 km2 where se-veral recent deformation structures can beobserved and analysed. Three key sites havebeen studied: Autovía Mudéjar, Las Rambli-llas and Cuesta de la Bajada.Excavation of slopes for the A-23 highway

(Autovía Mudéjar), some 2 km north of Teruel,allowed to observe several brittle structures de-forming both the Middle Terrace and the Rojo3 unit (Fig. 2): a NNE-SSW striking fault zone,minor NNW-SSE striking faults, and numerousnearly vertical fractures. Faults are antithetic tothe Teruel and Concud faults, and involve acomposite, total throw of ca. 18 m affectingthe bottom of the Middle Terrace gravels. Striaemeasured on fault surfaces indicate transportdirection of the hanging-wall blocks towardsENE (Fig. 2C-E).Along Las Ramblillas section (Fig. 3),

three important faults affecting both Pleisto-cene and Villafranchian deposits are exposed.In its western sector, two NNW-SSE strikingfaults synthetic to the Concud Fault producemetric and decametric throws in the MiddleTerrace deposits, dividing it into three tiltedblocks (Fig. 3B). The most conspicuous faulthas an average orientation N157ºE, 48ºWand transport direction towards WSW. Ano-ther fault cropping out to the east is antitheticto the Concud Fault and produces a throw of3 m (Fig. 3C). Surface information, togetherwith subsoil data provided by two drillingcores (one of them described by Ezquerro etal., 2016) has allowed reconstruction of thecross section of Fig. 3A It has been noticedthat the structure corresponds to a synclinewhose core presents an anomalously highthickness of Middle Terrace deposits. Thisstructure has been interpreted as the result ofthe movement of a blind fault, similar to theones of the western sector and synthetic tothe Concud Fault. This inferred structurewould produce a displacement enough toprovide accommodation space for syntectonicsedimentation.

Fig. 1.- Location and geological map of the relay zone between the Concud and Teruel faults (modifiedfrom Lafuente, 2011). Cross sections studied at the Autovía Mudejar (Fig. 2), Las Ramblillas (Fig. 3) andnortheastern Cuesta de la Bajada (Fig. 4) are also located. R1, R2, R3: Rojo 1, Rojo 2 and Rojo 3 units; P1,P2: Páramo 1 and Páramo 2; VP: Villafranchian pediment; TU, TM, TL: Upper, Middle and Lower terraces;AS: Pleistocene alluvial system. Color figure in the web.

Fig. 1.- Situación y mapa geológico de la zona de relevo entre las fallas de Concud y Teruel (modificadade Lafuente, 2011). . Se localizan asimismo las secciones estudiadas en la Autovía Mudéjar (Fig. 2), LasRamblillas (Fig. 3) y el sector noreste de Cuesta de la Bajada (Fig. 4). R1, R2, R3: unidades Rojo 1, Rojo 2y Rojo 3; P1, P2: Páramo 1 y Páramo 2; VP: glacis villafranquiense; TU, TM, TL: terrazas Superior, Media eInferior; AS: sistema aluvial pleistoceno. Figura en color en la web.

At the northeastern sector of Cuesta dela Bajada site, Lower Terrace materials lieon top of the visible sedimentarysuccession. They are deformed by a mainfault zone oriented N138ºE, 53ºW andother associated, both synthetic and anti-thetic minor extensional faults and fractures(Fig. 4). A throw of 2.4 m has been measu-red for the main fault zone, and a hectome-tre-scale length has been estimated basedon the observation of its trace on anotherquarry slope located 60 m northwards fromthat represented in figure 4. The ensembleof brittle structures in this section can be in-terpreted as conjugate shear fractures.Therefore, although no striation has beenobserved on them, the orientation of thestress axes σ1, σ2, and σ3 can be approa-ched by applying the Anderson’s model offaulting (Anderson, 1951, Fig. 4C). Another significant fault affecting Middle

Terrace deposits has been inferred at thesouthwestern sector of Cuesta de la Bajadasite, with a minimum estimated throw ofabout 7 m. Our interpretation is based on di-fferences in lithology and dip between twoseparate rock bodies; one of them exhibits

bed tilting (up to 28º E) that is interpreted asa roll-over structure in the hanging-wall block.

Discussion and conclusions

The extensional faults and fractures ob-served in the three studied sites are mostly

parallel, both synthetic and antithetic to themacrostructures. Together with their associa-ted bends, they make a structural band clearlyaligned with the northwards prolongation ofthe Teruel Fault. The available striation dataindicate an ENE-WSW movement plane forthem, which is consistent with the local stress

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New evidence of recent fracturing at the relay zone between the Concud and Teruel faults (eastern Iberian Chain)

Fig. 2.- A) and B) Normal faults affecting both the Rojo 3 unit and the Middle Terrace deposits at slopes from the A-23 highway. C) Minor faults and fractures inthe footwall block. D) Faults and fractures that constitute the main fault zone. (E) Fractures found in the hanging-wall block. Color figure in the web.

Fig. 2.- A) y B) Fallas normales afectando tanto a la unidad Rojo 3 como a los depósitos de la Terraza Media en los taludes de la autovía A-23. C) Fallas menores y fracturasen el bloque levantado. D) Fallas y fracturas que componen la zona de falla principal. E) Fracturas encontradas en el bloque hundido. Figura en color en la web.

Fig. 3.- A) Cross section of Las Ramblillas site. B) and C) Pictures of the displacement and tilting of the Vi-llafranchian and Quaternary caused by Las Ramblillas faults. Color figure in the web.

Fig. 3.- A) Corte geológico del afloramiento de Las Ramblillas. B) y C) Imágenes del desplazamiento ybasculamiento del Villafranquiense y de la Terraza Media provocado por las fallas de Las Ramblillas.Figura en color en la web.

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axes inferred at Cuesta de la Bajada (σ1: ver-tical, σ3 trend: 050) and with the ENE-WSWtrend of the regional extension trajectories forthe most recent stress field (Simón, 1989; Ar-legui et al., 2005).In spite of the existence of a large E-W

trending structural band affecting Neogeneunits south of the studied zone (Los Mansue-tos-Valdecebro fault zone), transverse faultingis almost absent within the Quaternary depo-sits exposed in the relay zone. A geophysicalsurvey (magnetometry and georadar, GPR) ca-rried out at El Planizar area, in the centre of therelay zone, yielded similar results concerningthe structure of Neogene units beneath theLower Terrace cover (Lafuente et al., 2011). Itshowed several NNW-SSE trending anomaliesinterpreted as minor fractures parallel to thedominant regional trend, whereas no trans-verse fracture was detected.Therefore, the hypothesis of an actual or fu-

ture linkage between the Concud and Teruelfaults by means of transfer faults transverse tothem (hard linkage) becomes weaker. On thecontrary, our results suggest that a hypotheticalnorthwards propagation of the main trace ofthe Teruel Fault seems more probable. If the Te-ruel Fault finally abuts the NW-SE trending traceof the Concud Fault, the southern segment ofthe latter could either become an inactive splayfault or remain active accommodating a fractionof the total slip. In any case, at present, both major

faults still are independent structures from

the geometrical and kinematical points ofview according to structural evidences atsurface. Unfortunately, the location of seis-mic foci associated with them is not preciseenough for discerning their relationship atdepth. Nevertheless, the high displacementgradients near the relay zone indicate thatthey undergo strong mechanical interaction(Lafuente et al., 2011). We can assess thatthe Concud and Teruel faults are in an in-termediate stage between complete inde-pendence and coalescence, a process thatalready started in Middle Pleistocene times.

Acknowledgements

We thank José J. Martínez Diaz and ananonymous reviewer for their comments, whichhave considerably improved the manuscript. Thiswork represents a contribution of the Geotrans-fer research group, financed by the Aragón re-gional government. The authors acknowledgeLope Ezquerro for his helpful suggestions.

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Fig. 4.- A) and B) Normal faults affecting both gravel (light brown in the cross section) and lutites (dark brown) of the Lower Terrace in the northeastern sectorof the Cuesta de la Bajada site. C) Stereoplot of the structural elements measured and inferred within the outcrop. Color figure in the web.

Fig. 4.- A) y B) Fallas normales afectando a gravas (marrón claro en el corte) y lutitas (marrón oscuro) de la Terraza Inferior en el sector noreste de Cuesta de laBajada. C) Estereograma de los elementos estructurales medidos e inferidos en el afloramiento. Figura en color en la web.

Introducción

A partir del trabajo de Sanz de Galdeano yLópez Garrido (1999a) se dan a conocer variosafloramientos de sedimentos marinos del Tor-toniense de la Cuenca de Granada actualmentesituadas en la parte occidental de Sierra Ne-vada. Estos se localizan a altitudes de hasta1830 metros, y representan un valioso indicadortanto para evaluar las tasas de movimientosverticales de esta cadena montañosa (Braga etal., 2003; Sanz de Galdeano y Alfaro, 2004),como para precisar el momento de la exhuma-ción del Complejo Nevado-Filábride en el núcleode Sierra Nevada. Nuestro trabajo se centra enla sección estratigráfica del Cerro Sevilla, la máscompleta de todos los afloramientos colgadosy la más adecuada para su caracterización es-tratigráfica y correlación con las unidades ma-rinas del interior de la Cuenca de Granada. Apartir de los datos obtenidos en esta sección se

ha realizado un análisis bioestratigráfico y pa-leobatimétrico mediante las asociaciones deforaminíferos. Los datos obtenidos permiten re-construir la historia de subsidencia y levanta-miento para el intervalo de tiempo de sedi-mentación marina en la Cuenca de Granada(Tortoniense, sensu Fernández et al., 1996).

Contexto geológico y síntesisestratigráfica

La terminación occidental de Sierra Nevadapresenta una estructura antiforme de orienta-ción NNE-SSO (Martínez-Martínez et al., 2002).El núcleo está ocupado por el Complejo Ne-vado-Filábride y el flanco oeste por el ComplejoAlpujárride (Fig. 1). El contacto entre estos com-plejos es una superficie de despegue denomi-nada falla de Mecina por Galindo-Zaldívar etal. (1989), definiendo un sistema extensionaltípico en el cual el bloque de muro (Nevado-Fi-

lábride) es expuesto por colapso gravitacionaldel bloque de techo (Alpujárride). Según Mar-tínez-Martínez et al. (2002), la orientación N-Sdel núcleo de la antiforma corresponde a la deun pliegue de rebote isostático (anticlinal detipo rolling-hinge) causado por la exhumaciónextensional del Complejo Nevado-Filábride.

El contacto entre la Cuenca de Granada ySierra Nevada está constituido en su mayor partepor fallas extensionales de alto ángulo. En puntosmás localizados, los materiales del relleno de lacuenca reposan discordantemente sobre el Com-plejo Alpujárride (Fig. 1). Interesa indicar que enningún sitio los sedimentos de la Cuenca deGranada están en contacto directo con el Com-plejo Nevado-Filábride. La estratigrafía marinade la cuenca, sobre la que versa nuestro estudio,fue ilustrada en los rasgos litoestratigráficos porRodríguez Fernández (1982) y recientementeactualizada en materia bioestratigráfica por Corbíet al. (2012) aplicando la escala de foraminíferos

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Recepción: 29 de diciembre de 2016Revisión: 24 de marzo de 2017Aceptación: 26 de abril 2017


Las unidades marinas del Tortoniense colgadas en Sierra Nevadaoccidental: historia de movimientos verticales

The perched Tortonian marine units in western Sierra Nevada: history of vertical movements

Hugo Corbí, Fernando Pérez Valera, Jesús M. Soria y José E. Tent-Manclús

Departamento de Ciencias de la Tierra y del Medio Ambiente, Universidad de Alicante, Apdo. Correos 99, 03080 Alicante.

[email protected], [email protected], [email protected], [email protected]

ABSTRACT

In several places inside the Sierra Nevada range, marine Tortonianunits of the Granada Basin crop out. Our study is focused on the CerroSevilla (1425 metres of altitude) stratigraphic section. Foraminifers-basedbiostratigraphic and palaeobathymetric data reveal three main aspectsconcerning to the history of vertical movements in the area: i) the initialsubsidence phase (from 8.35 to 7.84 Ma) concludes in an epybathyalbathymetric range; ii) the uplift phase starts at 7.84 Ma, recorded by ashallowing until inner-neritic conditions; and iii) the exhumation anderosion of the Nevado-Filábride Complex takes place at ca. 7.69 Ma,when the first inputs from this complex are recorded in the marine basin.

Key-words: Tortonian, foraminifers, vertical movements, Sierra Nevada,Granada Basin.

RESUMEN

En varios puntos del interior de Sierra Nevada afloran las unidades marinasdel Tortoniense de la Cuenca de Granada. Nuestro estudio se centra en la secciónestratigráfica de Cerro Sevilla (1425 metros de altitud). Los datos bioestratigrá-ficos y paleobatimétricos basados en foraminíferos revelan tres fases en lahistoria de los movimientos verticales en el área: i) la fase inicial de subsidencia(de 8,35 a 7,4 Ma) concluye en un rango batimétrico de dominio epibatial; ii) lafase de levantamiento comienza a 7,84 Ma, registrada por una somerizaciónhasta condiciones neríticas internas; y iii) la exhumación y erosión del ComplejoNevado-Filábride ocurre a ca. 7,69 Ma, cuando se registran los primeros aportesde este complejo en la cuenca marina.

Palabras clave: Tortoniense, foraminíferos, movimientos verticales, SierraNevada, Cuenca de Granada

planctónicos de Lourens et al. (2004). Corbí etal. (2012) diferencian tres unidades, que se des-criben a continuación (Fig. 2).

Unidad I

Corresponde a la Formación Quéntar (Ro-driguez-Fernández, 1982). Reposa en discor-dancia sobre el Complejo Alpujárride o sobre laFormación La Peza (Serravalliense – Tortoniensebasal) (Rodríguez-Fernández, 1982). Consta deun miembro inferior de conglomerados aluvialeso costeros y de calcarenitas marinas someras(Ia), y de otro superior de margas marinas he-mipelágicas (Ib), ambos superpuestos en tránsitogradual. En conjunto, la Unidad I define una se-cuencia transgresiva o de profundización. Laprocedencia de los clastos es exclusivamentedel Complejo Alpujárride. La edad del miembroinferior se ha establecido mediante el bioeventoFP0 (primera aparición de Globigerinoides ex-tremus). Este bioevento ocurre a 8,35 Ma ycoincide con un evento transgresivo regional re-conocido en otras cuencas de la Cordillera Bética(Lorca, Fortuna y Bajo Segura; Corbí et al., 2012).La edad del miembro superior se ha precisadopor los bioeventos FP 1 (influx de Globorotaliamediterranea: 7,89 Ma) y FP2 (primera apariciónde Globorotalia suterae: 7,84 Ma).

Unidad II

Se superpone en concordancia con la Uni-dad I. Está compuesta por la Formación Dúdar(IIa) (Rodríguez-Fernández, 1982), representadapor depósitos deltaicos marinos de granogrueso, y por margas hemipelágicas correlativasen el centro de la cuenca (IIb). Esta unidad co-rresponde a una etapa de nivel del mar alto yregistra por primera vez aportes procedentesdel Complejo Nevado-Filábride. Su edad estábien acotada, en su muro por el bioevento FP3(influx de Neogloboquadrina acostaensis dex-tra: 7,69 Ma) y a techo por el biovento FP4(influx de Globorotalia menardii, grupo II, for-mas dextras: 7,37 Ma) (Corbí et al., 2012).

Unidad III

Esta unidad está únicamente representadaen el centro de la cuenca, donde reposa enconcordancia sobre la Unidad II. Está consti-tuida por evaporitas costeras inter y suprama-reales (sabkha). Esta unidad marca la restric-ción marina de la cuenca en un contexto denivel del mar bajo. Su edad ha sido asignadaal Tortoniense terminal (ca. 7,34 – 7,24 Ma;Corbí et al., 2012), compatible con la edad

Turoliense medio (biozona MN12) de los pri-meros depósitos continentales de la Cuencade Granada (García-Alix et al., 2008).

La sección de Cerro Sevilla

Esta sección se localiza a 1425 metros dealtitud (Fig. 1). Los afloramientos miocenos es-

tudiados aparecen cartografiados en el mapageológico de González Donoso et al. (1980). Lasíntesis estratigráfíca de la misma está repre-sentada en la figura 3A. Los términos litológicosinferiores corresponden a la Formación La Peza,constituida por limos y calizas continentales quese superponen tectónicamente sobre el Com-plejo Alpujárride. El resto de unidades miocenas

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36 Estratigrafía / Stratigraphy

Fig. 1.- Mapa geológico simplificado de la terminación oeste de Sierra Nevada (con datos de Sanz de Galdeanoy López Garrido, 1999a), donde se muestra la ubicación de la sección de Cerro Sevilla. Ver figura en color enla web

Fig. 1.- Simplified geological map ot the western end of Sierra Nevada (with data from Sanz de Galdeano andLópez Garrido, 1999a), where the position of the Cerro Sevilla section is indicated. See color figure in the web.

Fig. 2.- Síntesis estratigráfica del relleno marino de la Cuenca de Granada (basada en Corbí et al.,2012) y unidades representadas en la sección de Cerro Sevilla. Ver figura en color en la web

Fig. 2.- Stratigraphic synthesis of the marine infill of the Granada Basin (based on Corbí et al., 2012)and units represented in the Cerro Sevilla section .See color figure in the web.

representadas son la totalidad de la Unidad I yla parte inferior de la Unidad IIa. El techo de lasección es la aquí denominada informalmenteFormación La Zubia, también conocida comoabanico aluvial de La Zubia, de edad Cuaternario(Sanz de Galdeano y López-Garrido, 1999b).

La Unidad I (Formación Quéntar) comienzacon un intervalo basal de conglomerados de 10metros de espesor. Estos conglomerados mues-tran una estratificación horizontal definida porcambios graduales en el tamaño de grano, estánpobremente clasificados y exhiben frecuentesclastos imbricados. La morfología bien redon-deada de los clastos indica una alta madureztextural y un largo transporte a través de canalesdel sistema alimentador. Hacia la parte superior,este intervalo basal reduce su tamaño de granoy contiene clastos perforados por litófagos, os-treidos, briozoos y algas rojas. La composiciónde los clastos corresponde a dolomías y esquistosprocedentes del Complejo Alpujárride. Se inter-pretan como depósitos aluviales ligados a flujoshiperconcentrados subaéreos que evolucionana flujos subacuáticos en un contexto costero(fan deltas). Hacia arriba en la sucesión, los con-glomerados basales pasan a areniscas de granogrueso y microconglomerados (30 metros deespesor), bien estratificadas y cementadas, decomposición mixta terrígena-bioclástica. Loscomponentes terrígenos son fragmentos decuarzo, feldespato, rocas carbonáticas y esquistosderivados del Complejo Alpujárride. Los com-ponentes esqueletales son briozoos, algas rojasy foraminíferos, indicando un contexto deposi-

cional de plataforma marina de aguas templadascon una fuerte influencia de aportes desde re-lieves emergidos de Sierra Nevada. Ambos in-tervalos (conglomerados y areniscas) representanla Unidad Ia de la Cuenca de Granada o miem-bro de calcarenitas de la Formación Quéntar(Fig. 3). Gradualmente en la vertical, las areniscasmixtas pasan a un tramo de 80 metros de mar-gas grises muy ricas en foraminíferos y conchasde escafópodos (Dentalium spp.). Este tramocorresponde a la Unidad Ib o miembro de mar-gas de la Formación Quéntar.

La Unidad IIa (Formación Dúdar) está cons-tituida por 20 metros de limos micáceos y arenas,finamente laminados y de color amarillo-azul,ricos en foraminíferos, que incluyen grandes blo-ques de rocas metamórficas derivadas del Com-plejo Nevado – Filábride. El carácter erosivo deltecho de esta unidad en la sección estudiadaimpide conocer su espesor original.

Aspectos metodológicos

Para la determinación de los bioeventosde foraminíferos planctónicos, y sus corres-pondientes edades, se han adoptado los cri-terios descritos por Corbí et al. (2012) en lasección de Baños (La Malahá) (Fig. 2).

Los cálculos de paleobatimetría (Fig. 3A)se han basado en dos fuentes de datos com-plementarias. Primera, el porcentaje de fora-miníferos planctónicos con respecto al total dela asociación de foraminíferos; esta ratio, ex-presada como %P, aumenta con la profundidad

y distancia a la costa (van Hinsbergen et al.,2005). Así, la curva de %P indica la tendenciade profundización/somerización a lo largo deltiempo en la sección estudiada. Segunda, elporcentaje de taxones bentónicos marcadoresde batimetría. De toda la asociación de fora-miníferos bentónicos se han elegido los taxonescuyo rango de profundidad está ilustrado envan Hinsbergen et al. (2005). Así, nuestros cál-culos se han centrado en Ammonia spp., típi-camente nerítica, y tres taxones del dominiobatial: Gyroidina spp., Planulina ariminensis yUvigerina spp. La zonación de dominios bati-métricos corresponde a Wright (1978).

En la sección estudiada se ha cuantifi-cado la subsidencia y levantamiento (Fig. 3B)mediante los espesores estratigráficos actua-les, aplicando las correcciones paleobatimé-tricas (Fig. 3A) y eustáticas (Fig. 3B; segúnHaq et al., 1987). Para la corrección paleo-batimétrica se ha considerado el punto mediodel rango de profundidad de los taxones an-tes indicados. La compactación por carga se-dimentaria es despreciable debido al escasoespesor de las unidades estratigráficas su-prayacentes; de hecho, los restos fósiles (ma-cro y micro) que contienen las unidadesmuestran su morfología original, sin eviden-cias de deformación por carga litostática. Lascurvas de subsidencia/levantamiento corre-gidas (Fig. 3B) corresponden a la subsidenciay levantamiento total; i.e. la suma de losefectos de la tectónica y de la carga sedi-mentaria más la columna de agua.

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37Estratigrafía / Stratigraphy

Las unidades marinas del Tortoniense colgadas en Sierra Nevada occidental: historia de movimientos verticales

Fig. 3.- Sección de Cerro Sevilla. A: datos estratigráficos, bioestratigráficos y paleobatimétricos. B: gráfico de movimientos verticales. Ver figura en color en la web

Fig. 3.- The Cerro Sevilla section. A: stratigraphic, biostratigraphic and palaeobathymetric data. B: Graphic of vertical movements. See color figure in the web.

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Resultados

En relación con la historia de movimientosverticales, en la sección estudiada (Fig. 3B) se re-conoce una etapa inicial de fuerte subsidenciaque comienza a 8,35 Ma (base de la Unidad Ia;conglomerado basal de la Formación Quéntar),en coincidencia con la transgresión regional yque termina a 7,84 Ma (parte media de la UnidadIb; miembro de margas de la Formación Quéntar),cuando la cuenca adquiere la máxima batimetría(200-500 metros) dentro del dominio epibatial(Fig. 3A). A partir de este momento se inicia unaetapa de levantamiento que termina a ca. 7.69Ma (Unidad IIa; Formación Dúdar) en condicionesbatimétricas neríticas (100-150 metros en laparte inferior y 20–50 metros en la parte superiorde la sección estudiada; Fig. 3A). Ya iniciado ellevantamiento a 7,84 Ma, ligeramente más tarde,cerca de 7,69 Ma, tiene lugar la brusca apariciónde bloques derivados del Complejo Nevado-Fi-lábride. Este suceso indica la exhumación tectó-nica de este complejo, posiblemente en relacióncon la generación del anticlinal de tipo rolling-hinge de Sierra Nevada occidental (asumiendoel modelo de Martínez-Martínez et al., 2002).

Respecto a la cuantificación de movimien-tos verticales, el levantamiento del sector deCerro Sevilla se inicia cuando la base de laUnidad Ia (Formación Quéntar) se presenta a -500 metros y a una edad de 7,84 Ma (Fig. 3B)y termina a 1425 metros de elevación actual,resultando así una tasa de ca. 245 m/Ma.

Discusión

Nuestro estudio permite la comparaciónde los diversos procedimientos empleados porotros autores para ilustrar la historia del le-vantamiento de Sierra Nevada occidental, enparticular sobre las tasas de levantamiento ysobre el momento de la exhumación del Com-plejo Nevado-Filábride.

Sobre el primer aspecto, Braga et al. (2003)utilizan la posición altitudinal mayor (1830 metros)de las calcarenitas marinas someras (FormaciónQuéntar en este trabajo), de menos de 30 metrosde profundidad y de 9,2 Ma de edad, para valoraruna tasa máxima de levantamiento promedio dehasta 200 m/Ma. Según la edad de la base delas calcarenitas considerada en nuestro estudio(8,35 Ma), tal tasa sería de 220 m/Ma. Si bienlos datos son casi coincidentes, nosotros no hemosaplicado tal procedimento por desconocer losvalores de la subsidencia que siguió a la sedi-mentación de tales depósitos marinos somerosen el afloramiento de 1830 metros.

En relación al segundo aspecto, relativo ala exhumación del Complejo Nevado-Filábride,varios autores han usado los termocronómetros(trazas de fisión en apatito y circón) para datarel momento del enfriamiento de las rocas delComplejo Nevado-Filábride. La aplicación deesta técnica ofrece la edad a la cual el ComplejoNevado-Filábride es expuesto en Sierra Nevadaoccidental por procesos de despegue exten-sional. Las edades obtenidas son muy diversas:9-8 Ma (Johnson et al., 1997), 5,7±4,8 Ma -3,2±1,2 Ma (Reinhardt et al., 2007), 9-10 Ma(Clark y Dempster 2009), 8-6 Ma (Vázquez etal., 2011). Con esta enorme disparidad de da-tos es muy difícil encajar nuestros resultadosde edad para el inicio de la exhumación delComplejo Nevado-Filábride, registrada por laprimera aparición de bloques de este complejoen la Cuenca de Granada (Formación Dúdar)a ca. 7,69 Ma. La mejor opción sería los resul-tados de Vázquez et al. (2011), pero el rangotermocronológico es demasiado amplio.

Conclusiones

En el presente trabajo se resalta la im-portacia de los microfósiles marinos para pre-cisar la edad y paleobatimetría de las unidadesdel Tortoniense colgadas en el seno de SierraNevada. Estas dos fuentes de datos permitenreconstruir la historia de movimientos verti-cales de la sección del Cerro Sevilla (1425metros de altitud) que contine el registro es-tratigráfico más completo de todos los aflo-ramientos colgados. Según los datos obteni-dos en esta sección, la etapa inicial desubsidencia que comienza a 8,35 Ma, culminaa 7,84 Ma con el desarrollo de condicionesmarinas hemipelágicas dentro del dominiobatimétrico epibatial. A patir de 7,84 Ma co-mienza la etapa de levantamiento de los ac-tuales relieves de Sierra Nevada, puesta demaniesto por la somerización de la cuencahasta condiciones neríticas internas. La ex-humación e inicio de la erosión del ComplejoNevado-Filábride en Sierra Nevada occidentalse inicia ligeramente después, a ca. 7,69 Ma,cuando se incorporan a la cuenca bloquesderivados de este complejo. La tasa de le-vantamiento del sector estudiado respecto ala actualidad es de 245 m/Ma.

Agradecimientos

Este trabajo se ha realizado en marcodel Grupo de Investigación de la Univer-sidad de Alicante “Cambios Paleoambien-

tales”. Agradecemos los comentarios dedos revisores anónimos, que han mejoradola calidad del presente estudio.

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Introducción

La cuenca neógena del Bajo Segura con-tiene uno de los registros estratigráficos máscompletos de los antiguos márgenes del Medi-terráneo Occidental (Corbí y Soria, 2016). Enlos últimos años, esta cuenca ha sido objeto denumerosos estudios centrados en dos aconte-cimientos especialmente relevantes en la historiareciente del Mediterráneo: la Crisis de Salinidaddel Messiniense y la reinundación a inicios delPlioceno. Ambos sucesos han sido ilustrados ydiscutidos en los trabajos de Calvet et al. (1996),Martínez del Olmo (1996, 2011), Feldmann yMcKenzie (1997), Caracuel et al. (2004, 2011),Soria et al. (2005, 2008), Corbí (2010), entreotros muchos. Con base en los estudios deCorbí (2010) y Corbí et al. (2016, y referenciasincluidas) se han establecido tres fases princi-pales en la historia de la Crisis de Salinidad:

pre-evaporítica, sin-evaporítica, y post-evaporí-tica, registradas, respectivamente, por los sin-temas Tortoniense – Messiniense I (T-MI), Mes-siniense II (MII) y Plioceno (P). El presente trabajotiene como objetivo ilustrar la estratigrafía ge-neral de la cuenca en el área de Torrellano,prestando atención especial a los tres sintemasindicados y a las discontinuidades que los limi-tan. La sección de Torrellano es la más completade la cuenca en posiciones cercanas al MarMediterráneo, lo cual es clave para correlacionarlos registros aflorantes con los de subsuelomarino (plataforma continental de Alicante)

.Contexto geológico y organizaciónestratigráfica general de la cuenca

La Cuenca del Bajo Segura se localiza enla terminación oriental de la Cordillera Bética(Fig. 1A). El relleno sedimentario de esta cuenca

abarca temporalmente desde el Tortoniense ba-sal hasta el Cuaternario (Montenat et al., 1990).En lo referente al sector norte de la cuenca (Fig.1B), donde se encuentra la localidad de Torre-llano, el relleno sedimentario marino es mayo-ritariamente de edad Tortoniense terminal –Plioceno Inferior. Para este lapso de tiempo, ysegún las recientes tendencias de organizaciónestratigráfica (Soria et al., 2005, 2008, Corbí,2010), el registro del sector norte ha sido se-parado en cuatro unidades aloestratigráficas,definidas como sintemas, que están limitadaspor discontinuidades identificadas en toda laextensión de la cuenca (Fig. 2).

Estratigrafía de la sección deTorrellano

La sección estudiada se localiza en el laparte oriental del sector norte de la Cuenca

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La sección de Torrellano (Mioceno Superior – Plioceno, Cuencadel Bajo Segura): Estratigrafía y acontecimientos relacionados

con la Crisis de Salinidad del Messiniense

The Torrellano section (Late Miocene – Pliocene, Bajo Segura Basin): Stratigraphy and events retated tothe Mediterranean Salinity Crisis

Juan J. Peral Lozano y Jesús M. Soria

Departamento de Ciencias de la Tierra y del Medio Ambiente, Universidad de Alicante, Apdo. Correos 99, 03080 Alicante.

[email protected], [email protected]

ABSTRACT

The Torrellano section, in the northern sector of the Bajo Segura Basin,exhibits four synthems (unconcorfomity-bounded units) that illustrate the historyof the basin's infill and the events associated with the Messinian Salinity Crisis.The Tortonian II synthem (Las Ventanas Formation) marks the beginning ofmarine sedimentation. The Tortonian - Messinian I synthem (Torremendo andLa Virgen formations), represents the pre-evaporitic phase in deep to shallowmarine conditions. The Messinian II synthem (Terminal Carbonates unit)corresponds to the syn-evaporitic phase in a lagoon context. The Pliocenesynthem (Rojales Formation) is equivalent to the post-evaporitic phase,deposited in coastal to shallow marine conditions.

Key-words: Stratigraphy, Salinity Crisis, Upper Miocene, Pliocene, BajoSegura Basin.

RESUMEN

La sección de Torrellano, en el sector norte de la Cuenca del Bajo Segura,exhibe cuatro sintemas (unidades limitadas por discontinuidades) que ilustranla historia del relleno de la cuenca y los eventos asociados a la Crisis de Salinidaddel Messiniense. El sintema Tortoniense II (Formación Las Ventanas) marca el ini-cio de la sedimentación marina. El sintema Tortoniense – Messiniense I,(formaciones Torremendo y La Virgen), representa la fase pre-evaporítica en con-diciones marinas. El sintema Messiniense II (unidad de Carbonatos Terminales)corresponde a la fase sin-evaporítica en un contexto lagunar. El sintema Plioceno(Formación Rojales) equivale a la fase post-evaporítica en condiciones costerasy marinas someras.

Palabras clave: Estratigrafía, Crisis de Salinidad, Mioceno Superior,Plioceno, Cuenca del Bajo Segura.

del Bajo Segura. Se trata de una estructuracasi monoclinal, con una dirección de estratosE-O y con buzamientos variables entre 12º y25º hacia el sur. En ella se reconocen cuatrosistemas de depósito correspondientes a lossintemas TII, T-MI, MII y P, para los cuales seha aplicado la denoninación de unidades li-toestratigráficas ya estabecida en trabajosprevios (Montenat et al., 1990; Tent-Manclús,2003) (Fig. 3). Solamente, el sintema MII nopresenta una unidad litoestratigráfica equi-valente, por lo que se ha definido por su ca-rácter litológico dominante.

Formación Las Ventanas (TII)

Reposa directamente sobre calizas y mar-gocalizas del basamento de edad Cretácico.Está constituida por 35 – 40 metros de calca-renitas y calcirruditas bioclásticas, bien cemen-tadas y organizadas en bancos masivos y confrecuentes fragmentos de lamelibránquios, gas-terópodos y equinodermos. Aun sin disponerde datos específicos, esta unidad se interpretaen un contexto de plataforma marina somera,condiciones compatibles con la presencia defacies de rodolitos, documentadas en otras sec-ciones vecinas. Respecto a la edad de la for-mación, los datos derivados de otras seccionesdel sector norte de la Cuenca del Bajo Segurapermiten asignarla al Tortoniense superior (Corbíy Soria, 2016, y referencias incluidas).

Formación Torremendo (T-MI)

Reposa de forma neta sobre la unidad in-frayacente (discontinuidad fini-Tortoniense). Suespesor alcanza 200 metros. Los términos basalesson margas arenosas, escasamente cementadasy bien estratificadas en capas definidas por lige-ros cambios en el tamaño de grano y contenidoen carbonato, formando una sucesión rítmicaque origina un contraste litológico neto con res-pecto a la Formación Las Ventanas. La fracciónarenosa de las margas está compuesta de formadominante por foraminíferos bentónicos y restosesqueletales carbonáticos de organismos no re-conocibles; en menor proporción se presentanforaminíferos planctónicos y espículas carboná-ticas de esponjas. Los litoclastos son muy escasos.La mayor parte de la Formación Torremendo sonmargas grises y margas ligeramente arenosas,formando ritmos sedimentarios similares a losexpuestos en los términos basales. En estas mar-gas la fracción arenosa está constituida única-mente por microfósiles marinos (foraminíferosplanctónicos y bentónicos), sin litoclastos. Res-pecto a las condiciones de depósito, la parte

mayoritaria de la Formación Torremendo se in-terpreta en un contexto de cuenca marina do-minada por sedimentación pelágica. En la partesuperior de la formación, las margas y margasarenosas incorporan bancos de areniscas degrano fino, con abundantes trazas afines a Tha-lassinoides, cuyo número y espesor se incrementahacia arriba para dar paso gradual a la FormaciónLa Virgen.

Formación La Virgen (T-MI)

Presenta un espesor de 25 – 30 metros. Li-tológicamente está dominada por areniscasamarillas de grano fino bien estratificadas. Endetalle, la estratificación está definida por ligeroscambios en la granulometría, alternando capasde areniscas y de areniscas margosas. Los bancosse presentan masivos, sin estructuras de orde-namiento interno que permitan deducir las con-diciones hidrodinámicas de su depósito. Haciasu parte superior, la Formación La Virgen contieneun nivel de calizas con algas rojas de morfologíasubesférica (rodolitos) sobre el que se apoya unpaquete de calizas arrecifales de tipo rudstonecompuestas por fragmentos de gran talla decorales (Porites). La parte terminal de la forma-ción está representada por areniscas similares alas anteriormente comentadas. Las condicionespaleoambientales deducidas por Corbí (2010)a partir de las asociaciones de foraminíferos in-dican ambientes infralitorales (profundidad me-nor de 30 metros), compatibles con la presenciade bioconstrucciones coralinas.

Carbonatos Terminales (MII)

Esta unidad se superpone de formaneta sobre la Formación La Virgen. Este con-tacto corresponde a la discontinuidad in-tra-Messiniense. No posee definición lito-

estratigráfica en trabajos previos. Su deno-minación aquí presentada deriva, de unlado, de su carácter litológico dominante y,de otro, de su posición estratigráfica a techode la secuencia miocena. Parte de sus rasgosson similares a la Formación de Margas conostras (Montenat et al., 1990), pero estosfósiles no se presentan en la sección estu-diada; también comparte similitudes conel Complejo Carbonático Terminal (Esteban1979-1980, 1996; Calvet et al., 1996) parael conjunto del Mediterráneo Occidental;otros rasgos son parecidos a la unidad deafinidad Lago Mare (Soria et al., 2007). Elaspecto litológico que mejor caracteriza aesta unidad es la alternancia de margas ycalizas blancas, definiendo una típica suce-sión rítmica o cíclica bipartita que alcanza30 metros de espesor. Las margas muestran,especialmente hacia la base de la unidad,bioturbaciones verticales subcilíndricas degran diámetro interpretables como trazasde raíces, típicas de Facies de manglar, locual concuerda con la Unidad de Manglarde la base secuencia CCT en la isla de Ma-llorca (Mas, 2015, 2016). Las calizas se pre-sentan tanto en bancos de estructura no-dulosa (o brechoide en algunos casos) comoen estratos masivos separados por láminasde origen estromatolítico. Como rasgo adestacar, esta unidad de Carbonatos Termi-nales contiene un paquete de calizas arre-cifales de escaso espesor (menos de 1 me-tro) formado por pequeños fragmentos decorales (Porites) flotando en el seno de unamatriz micrítica rica en fósiles de bivalvos ygasterópodos (facies tipo floadstone). SegúnCorbí (2010), las margas de los ciclos arribacomentados presentan caráceas y ostráco-dos (Cyprideis) y, ocasionalmente, Ammoniaspp. y Elphidium spp., definiendo una aso-

GEOGACETA, 62, 2017 J.J. Peral Lozano y J.M. Soria


Fig. 1.- A: La Cuenca del Bajo Segura en la terminación oriental de la Cordillera Bética. B: Localizaciónde la sección de Torrellano en la Cuenca del Bajo Segura. Ver figura en color en la web.

Fig. 1.- A: The Bajo Segura Basin in the eastern end of the Betic Cordillera. B: Localization of the Tor-rellano section in the Bajo Segura Basin. See color figure in the web.

ciación propia de ambientes de laguna li-toral de carácter hipohalino, “aunque sindescartar ciertas influencias marinas” (sic).Esta influencia marina puede confirmarsepor la presencia de las calizas arrecifalesde Porites reconocidas en esta unidad.

Formación Rojales (P)

El límite inferior de esta unidad es unasuperficie erosiva que trunca los CarbonatosTerminales y que corresponde a la disconti-nuidad fini-Messiniense. Está constituidapor 2 – 3 metros de calcarenitas y calcirru-ditas bioclásticas, jalonadas a su base porun característico depósito conglomeráticocon abundantes fósiles de bivalvos (luma-quela) y clastos perforados por litófagos co-rrespondientes a las icnofacies de Entobiay Gnatichnus (Caracuel et al., 2011). SegúnCorbí (2010), este depósito conglomerático,referido como lag transgresivo costero enotros trabajos (Caracuel et al., 2004), pre-senta una asociación de foraminíferos ben-tónicos de carácter infralitoral, en concretocaracterística de ambientes sublitorales (pla-yas). En lo que concierne a los depósitoscalcareníticos que constituyen el resto dela Formación Rojales, aún no se dispone dedatos precisos sobre su ambiente de depó-sito. Con base en observaciones en otrospuntos de la cuenca, estos depósitos sepueden interpretar en un contexto de pla-taforma marina somera (Soria et al., 2005).

Bioestratigrafía de la FormaciónTorremendo

La presencia de foraminíferos planctó-nicos en la Formación Torremendo ha per-mitido realizar su análisis bioestratigráfico,aspecto clave para acotar la edad del sin-tema T-MI. Esta formación ha sido mues-treada, de base a techo, en seis tramos re-feridos como A–F en la figura 3. Para labiozonación se ha aplicado la escala deLourens et al. (2004; ATNTS2004), recien-temente precisada y completada para laCuenca del Bajo Segura por Corbí y Soria(2016). Dentro de esta escala, los diferentesbioeventos intrazonales han sido adoptadosde Sierro et al. (2001). Sintéticamente, losbioeventos reconocidos y sus correspon-dientes edades (Fig. 3) son los siguientes:

- Bioevento 1: intervalo de presencia delgrupo I de Globorotalia menardii (edaddel techo: 7,51 Ma).

- Bioevento 2: intervalo de ausencia del grupoGloborotalia menardii (7,51 – 7,36 Ma).

- Bioevento 3: primera presencia regular delgrupo Globorotalia mediterranea (7,24 Ma).

- Bioevento 4: última presencia regular yabundante del grupo Globorotalia medi-terranea (6,50 Ma).

- Bioevento 5: última presencia de formassinistras del grupo Neogloboquadrinaacostaensis (6,35 Ma).

Los datos bioestratigráficos presentadospermiten identificar las zonas MMi12 (parte altadel Tortoniense) y MMi13 (Messiniense) en laFormación Torremendo. La posición exacta dellímite entre estos pisos quedaría acotada entrelos tramos B y C del muestreo bioestratigráfico.

Registros de la Crisis deSalinidad del Mediterráneo

La sección de Torrellano exhibe una seriede acontecimientos a considerar en el debateacerca de la expresión de la Crisis de Salinidaddel Messiniense en las cuencas marginales delMediterráneo. Este debate es complejo, y con-cierne a las relaciones entre evaporitas margi-nales y centrales, relaciones entre evaporitas ysuperficies erosivas, y modelos alternativos decuenca profunda desecada o no desecada.

Las dos formaciones que integran el sintemaT-MI (Torremendo y La Vigen) son correlacionalescon las unidades pre-evaporíticas documentadasen las clásicas secciones de la Cuenca de Sorbas(Braga et al., 2006; Sierro et al., 2001), y definenlas condiciones marinas de la cuenca medite-rránea antes del inicio de la Crisis de Salinidad.

La discontinuidad intra-Messiniense (i-M)representa un contraste deposicional neto entrelos depósitos de plataforma marina de la For-mación La Virgen (T-MI) y los sedimentos lagu-

nares de la unidad de Carbonatos Terminales(MII); en otros puntos de la Cuenca del Bajo Se-gura, esta discontiniudad presenta evidenciaserosivas y/o de exposición subaérea (Calvet etal., 1996; Soria et al., 2005, 2008; Corbí et al.,2016). Similares resultados se han documentadoen otras cuencas béticas, donde la discontinuidada techo de la etapa pre-evaporítica ha sido con-siderada como la superficie erosiva producidapor la desecación del Mediterráneo (Braga etal., 2006, y trabajos previos de estos autores).

La unidad de Carbonatos Terminales (MII)registra la sedimentación en contexto lagunarcorrelativa con la precipitación de evaporitasmarinas (aspecto documentado por primera vezpor Calvet et al., 1996), y de ahí su inclusión enla fase sin-evaporítica. Por lo tanto, esta unidadse considera como el registro de la Crisis de Sa-linidad en las cuencas marginales del Medite-rráneo. La relación temporal entre las evaporitasmarginales y centrales del Mediterráneo es unode los puntos de debate aún abierto. Dentro delas propuestas diacrónicas, el orden cronológicopuede ser: centrales – marginales (Braga et al.,2006) o viceversa (Clauzon et al., 1996). Otrasalternativas las consideran completa o parcial-mente contemporáneas (Lu, 2006).

La discontinidad fini-Messiniense (f-M)exhibe rasgos erosivos tanto en la sección deTorrellano como en numerosos puntos de laCuenca del Bajo Segura, donde está represen-tada por superficies de abrasión costera y paleo-valles incisos de gran envergadura (Martínez delOlmo y Serrano Oñate 2000; Caracuel et al.,2004; Soria et al., 2005, 2008). Esta peculiaridadnos induce a considerar esta discontinuidadcomo una alternativa a la superficie erosiva aso-ciada a la desecación del Mediterráneo, si-guiendo el modelo de Clauzon et al. (1996).

La Formación Rojales (P) comienza con unepisodio transgresivo (el lag costero basal refe-

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41Estratigrafía / Stratigraphy

La sección de Torrellano (Mioceno superior – Plioceno, Cuenca del Bajo Segura): Estratigrafía y acontecimientosrelacionados con la Crisis de Salinidad del Messiniense

Fig. 2.- Arquitectura estratigráfica de la Cuenca del Bajo Segura para el intervalo Tortoniense terminal –Plioceno (modificado de Soria et al., 2008) donde se indica la posición de la sección de Torrellano. Verfigura en color en la web.

Fig. 2.- Stratigraphic architecture of the Bajo Segura Basin for the latest Tortonian – Pliocene time interval(modified from Soria et al., 2008), where the Torrellano section is located. See color figure in the web.

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rido anteriormente) que ha sido consideradopor Caracuel et al. (2004) y Corbí et al. (2016)como el marcador del final de Crisis de Salinidad.Según nuestro esquema evolutivo de aconteci-mientos, esta formación corresponde a la fasepost-evaporítica de la Cuenca del Bajo Segura.

Conclusiones

La sección de Torrellano exhibe uno de losregistros estratigráficos más completos del mar-gen norte de la Cuenca del Bajo Segura. Suedad abarca desde el Tortoniense terminal hastael Plioceno basal. En ella están registradas lasprincipales unidades relacionadas con la Crisisde Salinidad del Messiniense: i) sintema Torto-niense – Messiniense I (fase pre-evaporítica),ii) sintema Messiniense II (fase sin-evaporítica),y iii) sintema Plioceno (fase post-evaporítica).El significado de las dos discontinuidades quelimitan estos sintemas (intra- y fini-Messiniense)es incierto. Asumiento el modelo de desecacióndel Mediterráno durante el Messiniense, cual-quiera de ellas puede representar la superficieerosiva asociada a este evento.

Agradecimientos

Este trabajo se ha realizado en el marcodel Grupo de Investigación de la Universidadde Alicante “Cambios Paleoambientales”.Agradecer la labor realizada por los reviso-res del presente manuscrito, César ViserasAlarcón y Guillem Más Gornals.

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Fig. 3.- Sucesión estratigráfica de la sección de Torrellano. Ver figura en color en la web.

Fig. 3.- . Stratigraphic succession of the Torrellano section. See color figure in the web.

Introducción

Los ostrácodos son un grupo de micro-crustáceos que habitan en cualquier medioacuático. En ambientes continentales su dis-tribución está condicionada por las propieda-des físico-químicas del agua, así como por lascaracterísticas del sedimento donde vivenestas especies (Ruiz et al., 2013). Su rápidarespuesta ante cambios en estos parámetrosecológicos los convierte en excelentes herra-

mientas para efectuar reconstruccionespaleoambientales en medios acuáticos en losque no pueden usarse otros grupos faunísti-cos, tales como aguas estacionales o semipe-rennes (Ruiz et al., 2013).

Localización Geográfica y ContextoGeológico

La laguna de Añavieja, desecada en1866, se localizaba al norte de la provincia

de Soria, en el sector centro-occidental dela Cordillera Ibérica, formando parte del sis-tema fluvio-lacustre del río Añamaza (Fig.1). Situada a una cota aproximada de 960m s.n.m. se alimentaba principalmente pordescarga de aguas subterráneas; tenía unárea de alimentación de unos 140 km2 yuna superficie de 5,2 km2 (Coloma, 1999).El contexto geológico del entorno en el quese desarrolló la laguna está conformado pormateriales carbonáticos y detríticos del Ju-

GEOGACETA, 62, 2017




Evolución paleoambiental del registro Holoceno de la laguna deAñavieja (Soria, NE Península Ibérica) a partir del estudio de

las asociaciones de ostrácodos

Palaeoenvironmental evolution of the Holocene record of the Añavieja lake (Soria, NE Iberian Peninsula) based onthe study of the ostracod assemblages

Blanca Martínez-García1,2, Amaia Ordiales2, Antonio Pérez3, Arsenio Muñoz3, Aránzazu Luzón3 y Xabier Murelaga1

1 Departamento de Estratigrafía y Paleontología, Facultad de Ciencia y Tecnología, Universidad del País Vasco (UPV/EHU), 48080-Bilbo, España.

[email protected], [email protected] 2 SciGea Servicios de apoyo a la investigación geológica y la divulgación científica, Zitek Leioa. Edificio de Rectorado, Planta baja, módulo 12, Universidad del País Vasco

(UPV/EHU), 48080-Bilbo, España. [email protected] Departamento de Ciencias de la Tierra, Universidad de Zaragoza, 50009-Zaragoza, España. [email protected], [email protected], [email protected]

ABSTRACT

In this work, the palaeoenvironmental reconstruction of the Añaviejalake (Soria) for the Holocene is proposed, based on the ostracod assemblagespreserved in core AÑ1. In the core base, the assemblage 1 is formed mostlyby Cyclocypris ovum, Pseudocandona albicans and Ilyocypris bradyi anddefines the establishment of a highly vegetated wetland reached by cyclicenergetic water supplies during the first half of the Holocene, which coincideswith a wet and temperate climatic period. At the beginning of the LateHolocene a decrease of the water level is detected, which seems tocorrespond with more arid conditions. Assemblage 2, composed among otherspecies by Prionocypris zenkeri and Darwinula stevensoni, is recognizable atthe end of the Upper Holocene and implies the development of wetlandsfed by freshwater streams or springs, once again as a result of wet climaticconditions. This study highlights the utility of ostracods as bioindicators forpalaeoenvironmental reconstructions in Holocene continental aquaticenvironments in the Iberian Peninsula.

Key-words: Ostracods, Holocene, palaeoenvironmental reconstruction,Añavieja lake, Soria.

RESUMEN

En este trabajo se realiza la reconstrucción paleoambiental del entorno de lalaguna de Añavieja (Soria) para el Holoceno a partir de las asociaciones de ostrá-codos preservadas en el sondeo AÑ1. Así, en la base se identifica una asociación1 conformada mayoritariamente por Cyclocypris ovum, Pseudocandona albicanse Ilyocypris bradyi, que define el establecimiento de un humedal muy vegetado,con entradas cíclicas de corrientes de agua de alta energía durante la primera mitaddel Holoceno, que coincide con un periodo climático cálido y húmedo. A comienzosde la parte superior del Holoceno se detecta un descenso de la lámina de aguaque parece corresponderse con momentos más áridos. La asociación 2, que incluye,entre otras especies, a Prionocypris zenkeri y Darwinula stevensoni, se reconoce enel Holoceno más tardío e implica el desarrollo de humedales alimentados por sur-gencias o manantiales de agua dulce fruto de la influencia, nuevamente, decondiciones climáticas húmedas. Este estudio pone de manifiesto la utilidad de losostrácodos como bioindicadores para las reconstrucciones paleoecológicas enambientes acuáticos continentales holocenos en la Península Ibérica.

Palabras clave: Ostrácodos, Holoceno, reconstrucción paleoambiental,laguna de Añavieja, Soria.

rásico medio-Cretácico inferior y del Neó-geno, parcialmente cubiertos por depósitoscuaternarios (Fig. 1).Con el objetivo de caracterizar la evo-

lución sedimentaria de este sistema fluvio-lacustre a lo largo del Holoceno, Luzón etal. (2008, 2011) y Pérez et al. (2010) rea-lizaron una descripción sedimentológicapormenorizada de tres sondeos extraídostanto en la laguna de Añavieja como deaguas abajo de la misma. De acuerdo conestos autores, el sondeo AÑ1 (Fig. 1), ex-traído por rotación en noviembre de 2005,es el que, a priori, presenta una mayorabundancia de restos de ostrácodos, quepodría permitir una reconstrucción micro-faunística lo más completa posible del re-gistro sedimentario. Con 16,6 m delongitud (Fig. 2), de acuerdo a las datacio-nes de 14C AMS realizadas por Pérez et al.(2010), este sondeo abarca la casi totali-dad del Holoceno (10373 años cal BP enla base). Estos autores describen 5 unida-des sedimentarias a lo largo del mismo(Fig. 2), que responden a cambios ambien-tales holocenos descritos en otros ambien-tes lacustres de la Península Ibérica (Luzónet al., 2011). De esta manera, el objetivode este trabajo es realizar una reconstruc-ción paleoambiental de los alrededores dela laguna de Añavieja durante el Holocenoa partir de las variaciones en las asociacio-nes de ostrácodos preservadas en el son-deo AÑ1, complementando así losestudios sedimentológicos previamenteefectuados.

Metodología

En este trabajo se han estudiado 16muestras seleccionadas del sondeo AÑ1para identificar las asociaciones de ostráco-dos. Las muestras fueron previamente lava-das y tamizadas, analizándose la fracciónsuperior a 150 µm, de la que se han extra-ído la totalidad de los ostrácodos presentesen las mismas. Para la determinación taxo-nómica de estos ejemplares se han em-pleado los criterios morfológicos delcaparazón, de acuerdo con las clasificacio-nes de Meisch (2000) y Fuhrmann (2012).Así mismo, se han calculado varios índicesde riqueza y diversidad específica para cadamuestra: número de especies, número deejemplares por gramo de sedimento levi-gado seco (nO) e índice de Shannon. Por úl-timo, para facilitar la delimitación de lasasociaciones específicas de ostrácodos a lo

largo del sondeo, se ha realizado un análisisestadístico tipo cluster-Q (unweighted pair-group average, índice correlation, opciónstratigraphically constrained) empleando elprograma estadístico Past v.3.14 (Hammeret al., 2001).

Resultados y discusión

Para evitar las asociaciones mezcladasproducto de procesos de transporte postmortem (Poquet y Mesquita-Joanes, 2011),se ha efectuado un análisis de la estructurapoblacional de los ostrácodos de acuerdocon Whatley (1988). Así, la presencia en lasmuestras estudiadas de una mezcla deejemplares adultos y juveniles y de capara-zones completos y valvas desarticuladas delas especies identificadas, indica que dichosejemplares apenas han sufrido transporte yque las asociaciones específicas puedenconsiderarse autóctonas o parautóctonas,implicando que serían buenas indicadorasdel medio de vida de estos organismos(Whatley, 1988).De esta manera, en las 16 muestras es-

tudiadas se han obtenido un total de 8329ejemplares (entre valvas y caparazones) deostrácodos pertenecientes a 19 especies(Fig. 2), siendo las más abundantesCyclocypris ovum (Jurine, 1820), Prionocy-pris zenkeri (Chyzer y Toth, 1858), Pseudo-candona albicans (Brady, 1864) e Ilyocypris

bradyi (Sars, 1890). De acuerdo con la va-riación en la abundancia de dichas espe-cies a lo largo del sondeo, se han definidodos asociaciones específicas de ostrácodosque coinciden aproximadamente con las 5unidades descritas previamente y confir-man las interpretaciones de Luzón et al.(2008, 2011).La asociación 1 se ha identificado entre

los 15,8 m y 3,8 m (unidades sedimenta-rias 1, 2 y 3; Holoceno inferior a comienzosdel Holoceno superior), donde domina C.ovum acompañada por P. albicans y, enmenor medida, I. bradyi (Fig. 2). Los valoresrelativamente bajos de riqueza y diversidadespecífica calculados (promedios: númerode especies = 11; nO = 12; Shannon = 1,5)indicarían el establecimiento de un am-biente relativamente estresado para el des-arrollo de los ostrácodos. Las especies, C.ovum y P. albicans son típicas de bordessomeros de lagos con cierto hidrodina-mismo y abundante vegetación, mientrasque I. bradyi es característica de corrientesde agua, como arroyos y riachuelos, tam-bién muy vegetadas (Meisch, 2000). Estoimplica el desarrollo de un humedal muyvegetado durante casi todo el Holoceno,con entradas puntuales de aguas másenergéticas ligadas al incremento en elporcentaje de I. bradyi. En detalle, la ten-dencia ascendente en la abundancia de P.albicans entre los metros 15,8 y 7,4 (Fig.

GEOGACETA, 62, 2017 B. Martínez-García, A. Ordiales, A. Pérez, A. Muñoz, A. Luzón y X. Murelaga

44 Paleontología / Palaeontology

Fig. 1.- Localización geográfica y contexto geológico del área de estudio. El círculo señala la situación delsondeo analizado. Imagen modificada de Pérez et al. (2010). Ver figura en color en la web.

Fig. 1.- Geographic location and geological framework of the study area. The circle indicates the situationof the studied core. Figure modified from Pérez et al. (2010). See color figure in the web.

GEOGACETA, 62, 2017

45Paleontología / Palaeontology

Evolución paleoambiental del registro Holoceno de la laguna de Añavieja (Soria, NE Península Ibérica) a partir del estudiode las asociaciones de ostrácodos

Fig. 2.- Distribución estratigráfic

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web.

GEOGACETA, 62, 2017 B. Martínez-García, A. Ordiales, A. Pérez, A. Muñoz, A. Luzón y X. Murelaga


2) parece corresponderse con un aumentorelativo de la lámina de agua, posible-mente relacionado con el desarrollo decondiciones climáticas cálidas y húmedasque caracterizan la primera mitad del Ho-loceno en la Península Ibérica (e.g. More-llón et al., 2008). El posterior descenso enel porcentaje de P. albicans hasta 3,8 m(Fig. 2) parece deberse a una disminuciónde la lámina de agua, que respondería altránsito a condiciones ambientales más ári-das que se han descrito en otras zonas dela Península a comienzos del Holoceno su-perior (e.g. Morellón et al., 2008).La asociación específica 2 se ha defi-

nido entre 3,8 m y el techo del sondeo (uni-dades sedimentarias 4 y 5; finales delHoloceno superior), siendo la especie máscomún P. zenkeri, acompañada por Darwi-nula stevensoni (Brady y Robertson, 1870)en el nivel 1,4 m (Fig. 2). Los valores de ri-queza y diversidad específica son inferioresa los calculados para la asociación 1 (pro-medios: número de especies = 10; nO =6,5; Shannon = 1,3), lo que indica el esta-blecimiento de un ambiente menos favora-ble para los ostrácodos. De acuerdo a susrequisitos ecológicos, P. zenkeri es una es-pecie típica de aguas asociadas a manan-tiales con abundante vegetación (Meisch,2000), mientras que D. stevensoni ha sidoencontrada previamente de manera abun-dante en el manantial hidrotermal de Aña-vieja (Martínez-García et al., 2016). Estoimplica el desarrollo de humedales asocia-dos a la presencia de surgencias y manan-tiales durante la parte final del Holoceno,probablemente relacionado con el retornoa unas condiciones climáticas más húmedasy cálidas que las registradas a comienzosdel Holoceno superior (e.g. Morellón et al.,2008). Sin embargo, no se puede descartarla influencia humana en el cambio ecoló-gico registrado en esta parte final del son-deo estudiado.

Conclusiones

El estudio de las asociaciones de os-trácodos preservadas en el sondeo AÑ1 hapermitido caracterizar la evolución paleo-

ambiental del entorno de la laguna deAñavieja a lo largo de la mayor parte delHoloceno.Entre el Holoceno inferior y comienzos

del superior, la asociación específica estáconformada por C. ovum, P. albicans e I.bradyi, que caracterizan el desarrollo de unhumedal muy vegetado, con entradas cícli-cas de aguas energéticas a partir de arroyoso riachuelos cercanos. En detalle, se identi-fica un aumento de la lámina de agua haciamomentos más recientes, que parece corres-ponderse con un clima relativamente cálidoy húmedo, seguido por un marcado des-censo de dicha lámina de agua durante losinicios del Holoceno superior, fruto de uncambio hacia climas más áridos.Al final del Holoceno, P. zenkeri y D. ste-

vensoni son las especies más abundantes, se-ñalando el desarrollo de humedales afectadospor manantiales y surgencias. Este cambioecológico parece relacionarse con el estable-cimiento de condiciones climáticas nueva-mente húmedas y cálidas, pero no es posibledespreciar la influencia humana en esta va-riación del medio acuático.En este trabajo se pone de manifiesto la

utilidad de los ostrácodos como herramientasbióticas para reconstrucciones paleo-ambientales holocenas en medios acuáticoscontinentales del norte de la Península Ibérica.

Agradecimientos

Los autores quieren agradecer al Dr. JulioRodríguez Lázaro (UPV/EHU) y a otro revisoranónimo sus comentarios. Este estudio hasido financiado con los proyectos GIU15/34de la UPV/EHU, E-28 de la DGA y FEDER yCGL2009-09165 del MINECO y una becapostdoctoral (B. Martínez-García) modalidad“Contratación para la especialización de per-sonal investigador doctor” de la UPV/EHU.

Referencias

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Introducción

Las formaciones cuarcítico-areniscosasque componen la sucesión del OrdovícicoInferior en la región surcentroibérica (Cuar-cita Armoricana y formaciones que laenmarcan) son ricas en icnofósiles de lasicnofacies de Skolithos y Cruziana (ver lis-tado general en Romano, 1991), que sehallan representados en numerosas locali-dades aún por recopilar y estudiar endetalle. Cuatro de las más conocidas delsector español de la Zona Centroibéricameridional, se ubican en las secciones del

puerto de Mestanza (Bouyx, 1970), norte deNavalpino (Martín Escorza, 1977), Boqueróndel Estena (Parque Nacional de Cabañeros:Gutiérrez-Marco et al., 2010), todas en Ciu-dad Real, más el paraje de La Cimbarrapróximo a Aldeaquemada (Jaén: Rodríguez-Tovar et al., 2014). Las dos últimas han sidoincluidas en el catálogo de Lugares de Inte-rés Geológico (LIG), de rango provincial ainternacional, que está siendo elaborado porel Instituto Geológico y Minero de España.

En esta nota se presenta sucintamenteuna nueva localidad icnológica que registrala aparición masiva del icnofósil Daedalus

desglandi (Rouault, 1850) en España. Hastael momento, el único yacimiento compara-ble se ubica en el geositio “RiscoCarbonero” del Geoparque Mundial de laUNESCO Villuercas Ibores Jara (BarreraMartín-Merás y Gil Montes, 2013; CortijoSánchez et al., 2016), donde sin embargola icnoespecie no había sido propiamenteidentificada. No obstante y por sus caracte-rísticas, el yacimiento de Fontanarejo podríaresultar el más extenso y mejor conservadode D. desglandi a nivel mundial, lo que noslleva a proponerlo como un futuro LIG deinterés internacional.

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Fontanarejo (Ciudad Real): una localidad icnológica excepcional delOrdovícico Inferior en los Montes de Toledo meridionales

An outstanding ichnological locality from the Lower Ordovician of the southern Toledo Mounts (Fontanarejo, CiudadReal province, central Spain)

Juan Carlos Gutiérrez-Marco1, Saturnino Lorenzo2 y Artur A. Sá3

1 Instituto de Geociencias (CSIC, UCM) y Departamento de Paleontología, Facultad de Ciencias Geológicas, José Antonio Novais 12, 28040 Madrid (España). [email protected] Departamento de Ingeniería Geológica y Minera, Escuela de Ingeniería Minera e Industrial, Universidad de Castilla-La Mancha, Plaza Manuel Meca 1, 13400 Almadén,

Ciudad Real (España). [email protected] Departamento de Geología, Universidade de Trás-os-Montes e Alto Douro, Quinta de Prados, 5001-801 Vila Real; y Centro de Geociências,

Universidade de Coimbra, 3030-790 Coimbra (Portugal). [email protected]

ABSTRACT

Large bedding exposures, intensively bioturbated by the producer of Daedalusdesglandi (Rouault), are reported from the lower part of the Ordovician succession(lower Arenigian “Intermediate Beds”) east of the town of Fontanarejo (CiudadReal Province). This ichnofossil corresponds to a vertical spreiten burrow, spirallytwisted inwards, initiated from a single point in the water-sediment surface on avery shallow marine environment. Most of the recorded specimens are transversesections of D. desglandi in epirelief preservation, reaching a density of 250-275specimens per square meter, and extending over an area up to 12000 m2. Themagnitude of this extremely crowded monoichnospecific assemblage makes thislocality unique in the world’s ichnological record for the Paleozoic and reinforcesits future inventory in the list of the Spanish Geosites of international interest.Similar occurrences of D. desglandi in the Naturtejo Geopark of Portugal reacheda maximum of 70 m2 (Serra de Muradal) and 700 m2 (Fonte Longa geosite) forepichnial records of a single bed.

Key-words: Trace fossils, Daedalus, Ordovician, geological heritage,Iberian Peninsula.

RESUMEN

Se presenta el hallazgo de un gran afloramiento cuarcítico situado al estede Fontanarejo (Ciudad Real), afectado por una intensa bioturbación a cargo delproductor de Daedalus desglandi (Rouault). La localidad se sitúa en los nivelesinferiores de las “Capas Intermedias” (Arenigiense inferior) y el icnofósil corres-ponde a una excavación vertical con conexiones convexas, con desarrollohelicoidal hacia el interior, que se inicia desde un punto situado inicialmente enla interfase agua-sedimento, en un ambiente marino muy somero. La mayoríade los ejemplares observados son secciones transversales de D. desglandi con-servados como epirelieves, que alcanzan la increíble densidad de 250-275ejemplares/m2, en un área que podría alcanzar los 12000 m2. La magnitud deesta asociación icnoespecífica, tan masiva, convierte a la localidad en un refe-rente único a nivel mundial del registro icnológico paleozoico, y promuevenuestra propuesta para que sea inventariada en la lista de los Lugares GeológicosEspañoles de interés internacional.

Palabras clave: Icnofósiles, Daedalus, Ordovícico, patrimonio geológico,Península Ibérica.

Marco geológico y antecedentes

El yacimiento icnológico se localiza en laparte más alta de la vertiente oriental delMorro del Águila (815 m), ubicado unos 3 kmal este de la población de Fontanarejo (Mon-tes de Toledo meridionales), en el noroeste dela provincia de Ciudad Real (Fig. 1). Desde elpunto de vista geológico, este lugar se sitúaen la terminación periclinal oriental del anti-clinal de Navalpino, donde la sucesióncámbrica, representada por las Pizarras delPusa, ofrece intercalaciones de fosfatosobjeto de atención minera, y donde la suce-sión ordovícica sobreyace en discordanciaangular a la antedicha formación. De acuerdocon Rubio Pascual et al. (2008), la sección delOrdovícico del Morro del Águila debuta conuna unidad basal microconglomerática y deespesor reducido, que se continúa en unaspotentes alternancias arenosas, de tonalida-des rojizas a violáceas, que alcanzan los 700m de espesor (“serie púrpura”) y dan paso deforma gradual a la Cuarcita Armoricana. Lasdos primeras unidades equivalen a las llama-das “Capas Intermedias” de los sectoresseptentrionales y centrales de los Montes deToledo, consideradas como de edad Areni-giense inferior por Gutiérrez-Marco et al.(2010). Como fósiles de las “Capas Interme-dias”, Rubio Pascual et al. (2008, p. 23)señalan la presencia de “abundante biotur-bación de Skolithos y Daedalus, que llega aborrar la estratificación en algunos casos”,por lo que probablemente el hecho se refieraa la sección aquí estudiada.

Las primeras noticias concretas sobre laexistencia de un importante yacimiento icnoló-gico en la cumbre del Morro del Águila llegarona los autores por vía de dos aficionados: JuanRamón Navarro, quien en diciembre de 2006colgó en un blog de Internet una página titu-lada “Fósiles del Morro del Águila”, y JuanManuel Gil Gahete, que envió algunas fotogra-fías al Museo Geominero (IGME) en abril de2013. Con anterioridad a ello, el icnogéneroDaedalus había sido reportado en los horizontesinferiores de las “Capas Intermedias”, abun-dando especialmente al norte de Navalpino(Martín Escorza, 1977), en una sección locali-zada unos 9 km al oeste del yacimientoestudiado. Estos niveles contienen esencial-mente Daedalus halli (Rouault, 1850), unaicnoespecie que se registra profusamente en elMorro del Águila en una posición estratigráficamás elevada que la de Navalpino. No obstante,en la sección estudiada es el tramo con D. des-glandi el que constituye los horizontesmonoicnoespecíficos, siendo su extraordinariaabundancia la que determina la singularidad delyacimiento paleoicnolológico de Fontanarejo.

Interés paleontológico

El icnogénero Daedalus Rouault fuedescrito originalmente, de manera conjuntacon Vexillum y Humilis, como parte de ungrupo de fósiles vegetales conservados enla Arenisca Armoricana de Bretaña y Nor-mandía (Rouault, 1850). Posteriormente, suautor estableció la sinonimia entre los tresgéneros y sus respectivas especies, propo-niendo a Vexillum como nombre prioritario(Rouault, 1883). De ellos, “Humilis” repre-sentaría las secciones transversales de laestructura, paralelas al plano de estratifica-ción (Fig. 2C). Aunque el icnogénero“Vexillum” es el que aparece citado máscomúnmente en la literatura geológica delOrdovícico ibero-armoricano, su nombrecorrecto es Daedalus, porque Vexillum yahabía sido utilizado en el siglo XVIII paradesignar a un gasterópodo (Sarle, 1906).Daedalus deriva de la semejanza lejana delicnofósil con la efigie de mítico Dédalo (conlas alas cerradas), en ejemplares desgaja-dos de la matriz cuarcítica (Fig. 2A-B), endonde los relieves longitudinales recorda-rían a las plumas remeras y timoneras.

Daedalus corresponde a la huella deexcavación de un organismo de cuerpoblando, que penetraba el sustrato desde unúnico lugar en la interfase agua-sedimento,construyendo un tubo en forma de “J” muy

inclinado, que se traduce en trazas subper-pendiculares a la estratificación. A partir deahí el tubo se desplazaba lateralmente,apelmazando tras de sí el sedimento de loslugares previamente bioturbados, lo quegenera conexiones (spreite) longitudinales(en vista lateral) y meniscos protrusivos(lateral backfill) en secciones transversalesa la estructura (Fig. 3I), conservándose lasúltimas en planos paralelos al de estratifi-cación. A diferencia de las formas cónicassimples como D. halli, donde el tubo gene-rador tiende a alejarse del eje de la traza ensentido descendente, en D. desglandi elextremo inferior del tubo se vuelve hacia eleje de la estructura, formando una espiralapretada, con conexiones convexas en vistalateral y cuyas vueltas, orientadas haciaadentro, pueden repetirse en la vertical demanera consecutiva (Fig. 2A-B).

En el yacimiento de Fontanarejo, D. des-glandi llega a bioturbar completamentevarias capas decimétricas de cuarcita queafloran en gran extensión, conservándose

GEOGACETA, 62, 2017 J. C. Gutiérrez-Marco, S. Lorenzo y A.A. Sá


Fig. 2. A-B) ejemplares aislados de Daedalus des-glandi (Rouault) en vista lateral (perpendicularesa la estratificación). C) secciones de Daedalushalli (Rouault) paralelas a la estratificación. Escalagráfica 50 mm (A-B) y 10 mm (C). A y C) deCabañeros, B de Fontanarejo.

Fig. 2. A–B) isolate specimens of Daedalus desg-landi (Rouault) in lateral view (perpendicular tobedding). C) Transverse sections of Daedalus halli(Rouault) parallel to bedding. Scale bars 50 mm(A–B) and 10 mm (C). A and C )from Cabañeros,B from Fontanarejo

Fig. 1. Esquema geológico con la ubicación de lalocalidad fosilífera. a) Pizarras del Pusa (Cámbricoinferior). b) “Capas Intermedias” (Arenigiense in-ferior). c) Cuarcita Armoricana (Arenigiense medio).d) yacimiento icnológico con Daedalus desglandi(Rouault).

Fig. 1. Geological sketch map showing location ofthe studied outcrop. a) Pusa Shale (lower Cambrian).b) “Intermediate Beds” (lower Arenigian). c) Ar-morican Quartzite (middle Arenigian). d) ichnologicalconcentration of Daedalus desglandi (Rouault).

como epirelieves que representan seccionesde las estructuras a variados niveles en lavertical (Figs. 3C-I). Las dimensiones prome-dias para ejemplares individuales son 10-20

mm para el diámetro del tubo y tan sólo 60-70 mm para el diámetro de cada estructura,por lo que éstas dan lugar a concentracio-nes muy densas, con media de 250-275

ejemplares por metro cuadrado (rango:<200-300/m2). No obstante, en estratoslateralmente erosionados llegan a apre-ciarse ejemplares notablemente más

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49Paleontología / Palaeontology

Fontanarejo (Ciudad Real): una localidad icnológica excepcional del Ordovícico Inferior en los Montes de Toledo meridionales

Fig. 3. Aspectos de campo del yacimiento icnológico, con concentraciones masivas de Daedalus desglandi (Rouault). A) vista general del Morro del Águila desde el norte:el yacimiento destaca por la ausencia de vegetación; B) detalle de la parte sur del yacimiento, donde los estratos están atiborrados de icnofósiles; C-F) concentraciónde numerosas huellas seccionadas transversalmente, formando epirelieves en el techo de las capas; G-H) detalle de dos secciones individuales, la segunda de ellas conrestos del relleno en menisco; I) vista lateral de un estrato mostrando el límite inferior de las huellas. Las escalas gráficas representan 23 cm de anchura (la carpeta) y14 x 0,8 cm (el bolígrafo).

Fig. 3. Field views of the massive concentration of Daedalus desglandi (Rouault) at Morro del Águila. A) the hill viewed from the north: the site is enhanced by theabsence of vegetation; B) detail of the southern part of same, with the strata crowded by ichnofossils; C–F) massive occurrence of the traces, represented by spiralledcross sections, in epirelief preservation; G-H) details of two individual traces, the second-one showing vestiges of their back-fill; I) lateral view of a couple of specimensshowing the base of the traces and the boundary with non-bioturbated sandstone. Graphic scales: the notepad is 23 cm wide; the pen measures 14x0.8 cm.

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grandes (Fig. 2B), e incluso el contacto basalneto de muchas de las trazas con areniscasno bioturbadas (Fig. 3J).

La arquitectura general de D. desglandi,su significado ambiental y evolutivo, asícomo los aspectos etológicos reflejados porel organismo productor (un sedimentívorosistemático oportunista, que beneficia bio-películas en arena o bien aprovecha elbombeo de nutrientes por el oleaje subti-dal), ha sido recientemente compilado porNeto de Carvalho et al. (2016), por lo queno creemos necesario insistir en el asunto.

Conclusiones

El afloramiento del Morro del Águilabrinda una profusión extraordinaria de Dae-dalus desglandi (Rouault), en niveles situadosestratigráficamente entre 50 y 65 m porencima del contacto basal de la sucesiónordovícica. La estimación inicial sobre laextensión del yacimiento varía entre 8000 y10000 m2, si bien podría abarcar más de12000 m2 si enlazamos algunos afloramien-tos aislados en la vertiente oriental de lamisma colina. En la misma sección, y unos80-100 m por encima de las concentracionesde D. desglandi, la icnoespecie continúarepresentada dentro de las “Capas Interme-dias”, en este caso asociada a D. halli, quetambién suele formar concentraciones enbancos monoicnoespecíficos.

Las dimensiones y la buena conserva-ción del yacimiento icnológico del Morro delÁguila superan, en extensión y calidad deafloramiento, al denominado “mega-icno-sitio con D. desglandi“ de la Sierra deMuradal, así como al LIG de Fonte Longadel sinclinal de Penha García, lugaresambos ubicados en el Geoparque Naturtejodel centro de Portugal (Neto de Carvalho etal., 2016). El primer caso comprendepequeños afloramientos de una capa fuer-temente bioturbada, de hasta 70 m2 deafloramiento individual, que se alinean a lolargo de 6,5 km en el sinclinal de Muradal.El segundo expone unos 700 m2 de super-ficie casi enteramente bioturbada por D.desglandi, con una conservación semejantea la de la localidad española, pero comohiporelieves aflorantes en estratos notable-mente más restrictos e inclinados. Entérminos cronológicos, los yacimientos conDaedalus del centro de Portugal se descu-brieron años después de otro espectaculargeositio paleoicnológico en el norte de esepaís, definido por la aparición masiva de D.

halli, que figura catalogado como las “pie-dras escritas” del Alto de Martim Preto(Guadramil: Meireles y Sá, 2001; Sá, 2005;Gutiérrez-Marco et al., 2007); y fue citadoincorrectamente como de “Martim Branco”por Neto de Carvalho et al. (2016).

Por lo que respecta al registro de D. des-glandi en diversos puntos del GeoparqueMundial de la UNESCO Villuercas Ibores Jara(provincia de Cáceres), cabe destacar que enel Geositio del Risco Carbonero, pertenecienteal flanco sureste del Sinclinal del Guadarran-que, aparecen concentraciones masivas de laicnoespecie muy similares por su aspecto ydensidad a las de Fontanarejo. No obstante, laextensión de las capas implicadas no se expli-cita en las publicaciones (Barrera Martín-Merásy Gil Montes, 2013; Cortijo Sánchez et al.,2016), donde tampoco se menciona a estaicnoespecie en particular. Nuestra identificaciónde D. desglandi en tres localidades del geopar-que se basa en el reconocimiento de muestrasy fotografías expuestas, tanto en el Centro deRecepción de Visitantes de Cañamero (Cáce-res), como en el Museo geológico-minero“Vicente Sos Baynat” de Logrosán (Cáceres).

Obrando en consecuencia con la extremarareza de D. desglandi en el registro geoló-gico ibero-armoricano y mundial (Durand,1984; Seilacher, 2000), y teniendo en cuentalas excepcionales condiciones que concurrenen la aparición masiva de la icnoespecie en elMorro del Águila (Fontanarejo, Ciudad Real),la conclusión principal de nuestro trabajo esexponer la necesidad urgente de catalogar elyacimiento entre los Lugares de Interés Geo-lógico de la Península Ibérica. Y ello conprioridad tanto a su estudio detallado, comoa cuantas actuaciones específicas de conser-vación y aprovechamiento divulgativo puedanestimar, de cara al futuro, las autoridadescompetentes.

Agradecimientos

Al Dr. G.F. Aceñolaza (Tucumán, Argen-tina) y a un revisor anónimo, por lassugerencias y mejoras introducidas al texto.A Carlos Alonso (Universidad Complutensede Madrid) por su ayuda con las ilustracio-nes fotográficas. Al Dr. Teodoro Palacios(Universidad de Extremadura), por advertir-nos de la existencia de los yacimientoscacereños. La fotografía 3I es de J.R. Nava-rro (Fontanarejo de los Montes). Estetrabajo es una contribución a los proyectosIBEROR (CGL2012-39471) del MINECO eIGCP 653 (IUGS-UNESCO).

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Introducción

El perfil longitudinal de un río repre-senta en gran medida las particularidadesdel relieve de la cuenca a la que perte-nece, especialmente cuando predomina unrégimen erosivo. En su forma pueden que-dar registrados los efectos de la deforma-ción de la corteza (Giachetta et al., 2015),variaciones eustáticas (Mather, 2000), cam-bios en el clima o procesos propios de laevolución del drenaje, como pueden sercapturas fluviales (Antón et al., 2014, Princeet al., 2011).

La distribución de estas señales y su pro-pagación a lo largo del perfil son función dela tasa de incisión y de la magnitud de la per-turbación que las provoca (Whipple, 2004).De manera que la morfología de la red fluvialy de los perfiles longitudinales pueden pro-porcionar información importante acerca delos patrones espaciales y temporales de laevolución geomorfológica, tectónica y climá-tica de una región (Duvall et al., 2004; Antóny Muñoz-Martín, 2007; Larue, 2008; Antónet. al., 2012; Kirby and Whipple, 2012).

Para la cuantificación de estas señales,el perfil de equilibrio del río representa un

nivel de referencia. Se trata de un con-cepto formulado en una época tempranadel desarrollo de la Geomorfología (Gil-bert, 1877; Davis, 1902) como expresiónde la capacidad de un rio para compensarerosión, transporte y sedimentación entodas las partes de su trazado y mantenerasí un perfil longitudinal suave de equili-brio. El concepto fue posteriormente esta-blecido con mayor precisión por Mackin(1948), como un perfil de equilibrio diná-mico. Respecto de la forma teórica dedicho perfil se puede establecer qué as-pectos del perfil real de un río son ano-

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ABSTRACT

This paper presents a method for calculating the theoretical gradedprofile of a river. That is based on the gradient index concept and takesthe base level (mouth or confluence) and the headwater as referencepoints. The result is a concave line that follows a homogeneous logarith-mic distribution and represents a graded profile for the analyzed stream.This theoretical graded profile can be compared with the present longprofile, illustrating how far from the theoretical “equilibrium” is thestream. Differences between theoretical and real long profiles allow thequantification of “degree of adjustment” as the deviation from the cal-culated graded profile. We propose a new index (G) to quantify the de-gree of a stream adjustment to its graded long profile. The Tajo River andfour tributaries long profiles are shown to illustrate how this methodo-logy works on streams with different morphologies, corresponding to li-thologic and structural contrast and / or to regional scale geologicalprocesses.

Key-words: River, long profile, theoretical graded profile, gradient index, Tagus.

RESUMEN

Este trabajo propone un método para el cálculo del perfil teórico de equi-librio de un río. La metodología está basada en el concepto de índice degradiente y utiliza el nivel de base (desembocadura o confluencia) y la cota decabecera como puntos de referencia iniciales. El resultado es una línea cóncavaque se ajusta a una distribución logarítmica homogénea, y representa el perfillongitudinal de equilibrio al que tenderá el río analizado. La comparación entreeste perfil de equilibrio teórico y el perfil longitudinal real muestra visualmentecuán lejos del “equilibrio” se encuentra el río analizado. El análisis de las dife-rencias entre ambos perfiles permite cuantificar el “grado de regularización”del perfil estudiado como la desviación respecto al perfil de equilibrio teórico.En este trabajo se propone un nuevo índice (G) que permite cuantificar el gradode regularización de un río. El método propuesto se aplica al rio Tajo y cuatrode sus afluentes. Los resultados obtenidos muestran la idoneidad de la meto-dología para cuantificar y comparar anomalías en perfiles con diferentesmorfologías, que responden a contrastes litológicos y estructurales y/o a pro-cesos geológicos de escala regional.

Palabras clave: Río, perfil longitudinal, perfil de equilibrio teórico, índice degradiente, Tajo.

Cálculo del perfil teórico de equilibrio de un río en función del índicede gradiente

Theoretical graded profile of a river calculated as a function of the gradient index

Francisco Jiménez-Cantizano1, Loreto Antón2, Ángel Soria-Jáuregui3 y Candela Pastor-Martín2

1 Agencia de Medio Ambiente y Agua (AMAyA), Johan G. Gutenberg 1, 41092 - Sevilla, España. [email protected] Dpto. de Ciencias Analíticas, Facultad de Ciencias, Universidad Nacional de Educación a Distancia (UNED), Senda del Rey 9, 20840 Madrid, España.

[email protected] / [email protected] Dpto. de Geografía, Prehistoria y Arqueología, Universidad del País Vasco, Tomás y Valiente s/n, 01006 Vitoria-Gasteiz, España. [email protected]

malías y qué representan. Hack (1973)desarrolló un método para el análisis delperfil longitudinal de un río basado enla relación que existe entre la distribuciónde la pendiente y su longitud. A esa pro-porción le denominó índice de gradiente(SL) y está íntimamente relacionado conla capacidad de transporte del río de ma-nera que es constante cuando el perfilestá en equilibrio y no se dan cambios enla composición y tamaño medio de losmateriales del lecho.

El objetivo de este trabajo es estableceruna referencia para evaluar en qué medidaun río se aproxima al equilibrio, qué señalesse pueden considerar como anomalías pordiferencia respecto de dicho perfil de equi-librio teórico y con qué circunstancia o pro-ceso están asociadas. Para ello, se proponeun nuevo método para el cálculo de unperfil teórico de referencia, ajustado al nivelde base del río y basado en el modelo deSL. A partir de este cálculo de define el ín-dice G que determina el grado de regulari-zación del perfil.

Metodología

Partiendo del modelo propuesto porHack (1973), se establece que un rio en

equilibrio presenta un perfil cóncavo que seajusta a una distribución logarítmica de laforma:

H = H0 – SL·Ln(L) (1)donde H es la altitud de cada punto del per-fil, H0 es la cota de la cabecera (punto másalto por encima del cual existe un área mí-nima denominada crítica), SL el índice degradiente y L es la distancia de cada puntodel perfil respecto de la cabecera, medidahacia aguas abajo. En una escala logarít-mica la expresión anterior describe unalínea recta cuya pendiente es el valor de SL(Fig. 1A). De esta manera a partir de lascotas de la cabecera y del nivel de base decada río se ha trazado la línea recta quepasa por ambos puntos y se ha calculadosu pendiente. La pendiente así obtenida co-rresponde al valor contante de SL delperfil de equilibrio para el río analizado.

A continuación se han obtenido los va-lores de altitud, introduciendo en la ecua-ción 1 el valor de la distancia de unasecuencia de puntos con un espaciadoconstante (400 metros en este trabajo)hasta completar una longitud igual al totaldel perfil real. Los resultados se represen-tan en escala aritmética para facilitar lacomparación entre los dos perfiles, el real yel teórico (Fig. 1). Con el objetivo de cuan-

tificar el grado de regularización del perfilreal y que los valores sean comparablesentre diferentes ríos se comparan las áreascomprendidas entre la línea recta que unecabecera y desembocadura y el perfil deequilibrio teórico (área teórica, AT), con elárea comprendida entre esa misma línea yel perfil real (área real, AR). La relación, ex-presada en tanto por 1, entre AR y AT re-presenta el nivel de regularización (G) quepresenta el perfil. Así por ejemplo, para unvalor de G = AR/AT = 1, se considera queel río está en equilibrio. Cuanto más pe-queño sea G más le queda al río en cuestiónpor erosionar para alcanzar su perfil deequilibrio teórico. De este modo G nos per-mite cuantificar el grado de regularizaciónde un río (Fig. 1B).

La comparación de los dos perfiles,“perfil de equilibrio teórico” y “perfil real”,permite observar la distribución espacial delas anomalías, y cuantificar el grado de re-gularización en cada punto del perfil. Paraello se calcula la relación entre la cota delos dos perfiles a intervalos constantes o enpuntos de interés a lo largo del perfil. Demanera que se obtiene un valor equivalentea G pero que indica el grado de regulariza-ción local (Fig. 1B).

Se ha aplicado el cálculo al río Tajoy a varios de sus principales afluentes comoparte de un trabajo de caracterización mor-fométrica de toda la cuenca. En la figura2 se muestra una localización general delos ríos y su contexto geológico simplifi-cado.


Se han obtenido diferentes grados deequilibrio en los ríos analizados (Figs. 1 y3), lo que ofrece una primera visión de lacompleja historia geológica de la cuenca delTajo.

El perfil longitudinal del río Tajo (Fig. 1)presenta un nivel medio de regularización,G = 0,6, con una distribución del grado deregularización creciente aguas abajo y valo-res mínimos en la cabecera, donde el ríoatraviesa los materiales de la Cordillera Ibé-rica. El contraste con la cuenca cenozoica(Cuenca del Tajo) se observa en una infle-xión del perfil real, que adopta una formacóncava, manteniéndose paralela al perfilteórico aguas abajo. Este comportamientose pone de manifiesto mediante el aumentobrusco del grado de regularización en eltramo alto del río. Aguas abajo este se man-

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52 Cuaternario y Geomorfología / Quaternary and Geomorphology

Fig. 1.- Cálculo del perfil teórico de equilibrio para el río Tajo. A) Representación gráfica del perfil en es-cala semi-logaritmica, donde el valor de la pendiente se corresponde con SL. Se muestra el valor de SLpara la línea recta ajustada al nivel de base y la cabecera. B) Representación gráfica del perfil teóricoobtenido junto con el perfil real, en escala aritmética, y la referencia para la cuantificación de la diferenciaentre ambos perfiles. Ver figura en color en la web.

Fig. 1.- Calculation of the graded long profile for the Tagus river. A) Graphical representation of the profilein semi-logarithmic scale, where the slope value corresponds to SL. Display of the SL value for the straightline adjusted between the base level and the headwater. B) Arithmetic scale graphical representation ofthe graded long profile obtained and the real long profile. Detail of the reference for the quantificationof the difference between both profiles is shown. See color figure in the web.

tiene más o menos constante, experimen-tando un segundo aumento, muy suave apartir de los afloramientos de la Zona Cen-tro Ibérica. En los últimos 100 kilómetros elperfil real se ajusta al de equilibrio teórico,lo que indica que la incisión en la cuencaLusitana alcanza su máximo acorde con lascondiciones actuales del nivel de base. Agrandes rasgos se pueden identificar dife-rentes grados de regularización del perfilacordes con los conjuntos litológicos y es-tructurales mayores que configuran lacuenca hidrográfica.

En la zona alta, vertiente norte y dentrode la cuenca del Tajo el perfil longitudinaldel río Guadarrama presenta un nivel altode regularización, G = 0,76, pero distribuidode forma muy diferente entre tramo medioe inferior y tramo superior. Este último pre-senta una gran desviación respecto del perfilteórico (Fig. 3). La distribución de la regula-rización muestra dos niveles conectados porun ascenso muy brusco que coincide con unkinckpoint (knickzone). En este caso sepuede decir que la anomalía detectada

coincide con un contraste litológico, el con-tacto entre los materiales del basamento Va-risco (Zona Centro Ibérica) y los materialescenozoicos del relleno de la cuenca.

En la vertiente sur de esta misma zona,el rio Martin Román, con un nivel de re-gularización muy bajo, G = 0,15, representauno de los casos extremos estudiados. En eltramo superior se observa el nivel más bajode regularización local al que le sigue un in-cremento progresivo, alcanzando el valor de1 en, aproximadamente, los últimos 5 kiló-metros de su recorrido. Este comporta-miento podría estar relacionado con el bajogradiente topográfico general de su tra-zado y con el hecho de tener una cuencade drenaje pequeña, lo que implica menoscapacidad erosiva. Además, cabe la posibi-lidad de que se trate de un río joven, captu-rado en la migración hacia el sur que pareceexperimentar el Tajo en este sector, dada laasimetría que presenta la cuenca en estazona.

El río Zézere, afluente del Tajo en la ver-tiente norte de su tramo bajo (en Portugal),

presenta un alto grado de regularización ge-neral, G = 0,75. Como en el caso del Gua-darrama la distribución es heterogéneapero en forma inversa, como muestra la dis-tribución del grado de regularización. Es enlos primeros 20 kilómetros, aproximada-mente, donde más se ajusta al perfil teórico,mientras que aguas abajo la diferencia sehace mayor. No hay cambios de grandesunidades geológicas en el trazado del río,que transcurre sobre materiales de la ZonaCentro Ibérica. Sin embargo, esta morfolo-gía concuerda con una historia previa e in-dependiente del tramo superior. Unacaptura que podría estar asociada a undescenso del nivel de base brusco o un as-censo tectónico, como describen Martins etal. (2017).

El río Jarama es el que presenta el nivelmás alto de regularización de los analiza-dos, con un G = 0,82. Los tramos alto ymedio del perfil son los de menor grado deregularización. No se aprecia en la distribu-ción una correspondencia clara con el con-traste litológico que implica el paso del río

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53Cuaternario y Geomorfología / Quaternary and Geomorphology

Cálculo del perfil teórico de equilibrio de un río en función del índice de gradiente

Fig. 2.- Localización de los ríos analizados y contexto geológico simplificado de la Cuenca del Tajo.

Fig. 2.- Localization of the analyzed rivers and Tagus Basin simplified geological framework

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desde los materiales del dominio Varisco alos materiales cenozoicos de la Cuenca delTajo. Esta morfología podría estar en conso-nancia con la anomalía de elevación positivadescrita por Garrote et al. (2008) en estazona.

Conclusiones

El cálculo del perfil de equilibrio teó-rico basado en el concepto de índice degradiente resulta un procedimiento senci-llo y muy útil, para el estudio de perfileslongitudinales. La metodología presentadapermite una primera detección y evalua-ción de anomalías, a lo largo del perfil deun río completo. La comparación entre elperfil regularizado teórico y el perfil realproporciona una forma de cuantificar el

grado de “regularización”, mediante unvalor numérico que representa la desvia-ción entre ambos perfiles. Este mismo aná-lisis realizado de forma discreta a lo largodel perfil nos proporciona el valor equiva-lente (grado de regularización) para cadapunto del perfil según el espaciado (cada400 m en este trabajo). El cálculo pro-puesto es independiente de las diferenciasde longitud o cotas del nivel de base y ca-becera. Por lo que los valores así obtenidospermiten la comparación entre distintosríos o diferentes tramos de un mismo río.Esto facilita el análisis de la red fluvial anivel de toda la cuenca, permitiendo cuan-tificar las anomalías para su posterior in-terpretación en relación con contextosgeomorfológicos, tectónicos o climáticosregionales.

Agradecimientos

Agradecemos a Lucia Struth y otro revi-sor anónimo, sus correcciones y sugerencias,que han contribuido a mejorar este artículo.El presente trabajo ha sido parcialmente fi-nanciado por los proyectos MITE (CGL2014-59516-P) y CARESOIL (S2013/MAE-2739) yforma parte de la Tesis Doctoral, en curso,del primer firmante.

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Fig. 3.- Detalle de los perfiles longitudinales (línea continua azul), perfiles teóricos de referencia (líneadiscontinua verde) y grado de regularización (puntos rojos) de los afluentes del río Tajo. Representancuatro ejemplos muy diferentes entre sí del nivel de regularización. Ver figura en color en la web.

Fig. 3.- Detail of the longitudinal profiles (blue line), theoretical graded profile (dashed green line)and “local gradation” (red dots) of the Tajo tributaries. The four rivers represent different examplesof equilibrium respect to the graded level. See color figure in the web.

Introducción

Los Picos de Europa (Norte de España)representan uno de los mejores ejemplosdel endokarst del mundo, ya que incluyenla mayor concentración de cuevas profun-das, albergando el 14% de las simas conmás de 1 km de desnivel (Ballesteros et al.,2015b). En estas montañas, los espeleólo-gos han documentado más de 3.700 cuevasy 410 km de conductos subterráneos (Fig.1).

Smart (1984, 1985, 1986), Fernández-Gibert et al. (1992, 1994, 2000) y Rossi(2004) reconocieron niveles de galerías col-gados varios cientos de metros sobre los

ríos, así como cañones y pozos vadosos des-arrollados por el encajamiento fluvial. Estosestudios propusieron una edad Pliocenapara el origen de las cuevas e identificarondepósitos de cuevas procedentes de la ero-sión de la cobertera pérmica y mesozoica.

Desde 2009, el Grupo de Geomorfolo-gía y Cuaternario (GeoQUO) estudia lascuevas de los Picos de Europa desde elpunto de vista de la geomorfología, hidro-geología, geocronología y geología. Estosestudios, centrados fundamentalmente encuatro cuevas piloto del Macizo Occidental,permiten elaborar un nuevo modelo espe-leogenético con mayor grado de detalle quelos estudios previos. Dos de las cuevas pi-

loto fueron el principal objeto de estudio delProyecto GEOCAVE (MAGRAMA 580/12),cuyo fin era la caracterización geomorfoló-gica y geocronológica de las cuevas del Par-que Nacional. El objetivo de este trabajo espresentar el nuevo modelo espeleogenéticodesarrollado en relación con el contextogeológico y geomorfológico regional.

Situación

Los Picos de Europa constituyen un gla-ciokarst de media y alta montaña en el cualse ha encajado la red fluvial, que incluyeríos consecuentes (p.ej. Río Cares) y subse-cuentes (p.ej. Río Casaño). El encajamiento

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Recepción: 1 de febrero de 2017Revisión: 30 de marzo de 2017Aceptación: 26 de abril 2017


Propuesta de un nuevo modelo espeleogenético para losPicos de Europa (Cordillera Cantábrica, España)

Proposal of a new speleogenetical model for Picos de Europa (Cantabrian Mountains, Spain)

Daniel Ballesteros1, Montserrat Jiménez-Sánchez1, Joaquín García-Sansegundo1, Santiago Giralt2 y Mónica Meléndez-Asensio1,3

1 Grupo de Geomorfología y Cuaternario (GeoQUO), Departamento de Geología, Universidad de Oviedo, c/ Jesús Arias de Velasco s/n 33005 Oviedo,

[email protected], [email protected], 2 Instituto de Ciencias de la Tierra Jaume Almera (CSIC), c/Lluís Solé i Sabarís s/n, 08028 Barcelona, [email protected]

3 Instituto Geológico y Minero de España, c/ Matemático Pedrayes 25, 33005 Oviedo, [email protected]

ABSTRACT

We propose a new speleogenetical model of Picos de Europa mountainsbased on the geomorphology and 234U/230Th geochronology of four pilotcaves, as well as the geology, geomorphology and hydrogeology of the karstmassif. The model involves six phases: (1) development of cave levels bet-ween 750 and 1300 m, probably in the Pliocene-Calabrian, (2) onset of va-dose conditions predominance, (3) caves sedimentary infill, (4) erosion ofcave sediments, (5) apparent pause of the karstification, and (6) reactivationof the karstification. Cave evolution is related to the fluvial incision, loweringof the watertable, and erosion of Stephanian and Permian-Mesozoic detritalrocks that overlied Picos de Europa limestone presently outcropping. Besides,glaciers and paleoclimate conditioned cave sedimentation during the EarlyPleistocene.

Key-words:Alpine karst, cave, cave level, geomorphology, speleogenesis.

RESUMEN

Proponemos un nuevo modelo espeleogenético para los Picos de Europabasado en la geomorfología y geocronología 234U/230Th de cuatro cuevas piloto,así como en la geología, geomorfología e hidrogeología del macizo kárstico. Elmodelo incluye seis fases: (1) desarrollo de los niveles de cuevas entre 750 y 1300m, probablemente en el Plioceno-Calabriense, (2) comienzo del dominio de lascondiciones vadosas, (3) relleno sedimentario de las cuevas, (4) erosión de lossedimentos de las cuevas, (5) aparente pausa en la karstificación, y (6) reactivaciónde la karstificación. Esta evolución está relacionada con el encajamiento de la redfluvial, descenso de los niveles freáticos y erosión de rocas detríticas estefaniensesy pérmico-mesozoicas que recubrían las calizas que hoy afloran en los Picos deEuropa. Además, los glaciares y el paleoclima condicionaron la sedimentación enel endokarst durante el Pleistoceno Superior.

Palabras clave: Cueva, espeleogénesis, geomorfología, karst alpino, nivelde cueva.

de los ríos dio lugar a cañones de hasta 2km de profundidad, como la Garganta delCares (Fig. 1). Esta región fue ocupada porlos glaciares durante el Último Ciclo Glaciar,cuyo máximo local tuvo lugar hace más de38-45 ka (p.ej. Jiménez-Sánchez et al.,2013; Serrano et al., 2013; Ruiz-Fernándezet al., 2016). También se desarrollaron, conmucha probabilidad, glaciares durante elPleistoceno Medio, reconociéndose unafrase previa a los 394-276 ka (Villa et al.,2013).

Las rocas de los Picos de Europa sonprincipalmente calizas del Carbonífero y, se-cundariamente, areniscas y lutitas del Ordo-vícico y el Carbonífero (Estefaniense)(Merino-Tomé et al., 2009). Sobre estasrocas se conservan actualmente restos dela cobertera detrítica del Pérmico y Meso-zoico, la cual se encuentra hoy en día casitotalmente desmantelada.

Metodología

El modelo espeleogenético fue confec-cionado combinando el estudio geomorfo-lógico y geocronológico de cuatro cuevaspiloto con el análisis geomorfológico, geo-lógico e hidrogeológico de un área de 125km2 definida a su alrededor. Las cuevas pi-loto (Torca Teyera, Torca La Texa, El Frailínde Camplengu y el Pozu Llucia) comprenden12 km de conductos, que representan el 3%de las cavidades conocidas de la región (Fig.1). Su estudio se realizó de acuerdo con lametodología descrita en Ballesteros et al.(2014, 2015a), que incluye el análisis 3D dela geometría de las cavidades, la confecciónde los mapas geomorfológicos de las cue-vas, así como 34 dataciones 232U/234Th me-diante espectrometría alfa en espeleotemas.Estas dataciones fueron realizadas en espe-leotemas vadosos mediante espectrometríaalfa en el Laboratorio U/Th del Instituto deCiencias de la Tierra Jaume Almera-CSIC(Barcelona).

Resultados

Las cavidades piloto son cuevas alpinasde entre 2,3 y 4,4 km de longitud y de entre215 y 738 m de profundidad. Sus conductosse ubican entre 597 y 1331 m s.n.m. La geo-metría de las cuevas es de tipo ramificada(branchwork) y su dimensión horizontal esentre 3 y 6 veces más grande que la vertical.

En conjunto, un 48% de las cuevas estu-diadas están formadas por cañones y pozos

vadosos, un 46% por conductos freáticos yepifreáticos, un 6% por pasajes modificadospor procesos de gravedad (inestabilidades), ymenos del 1% por conductos soutirage (Ba-llesteros et al., 2011, 2015a).

Los cañones vadosos son meandrifor-mes, están encajados, y convergen entre síhacia el SE y NE, a excepción de Torca Te-yera, donde convergen hacia el NO. Inclu-yen, al menos, 11 cañones de invasióndesarrollados por las migraciones horizon-tales y verticales de los ríos subterráneosdurante su encajamiento.

Los pozos vadosos presentan hasta 100m de altura y son escalonados (cuando serelacionan con los cañones vadosos) o in-dependientes (cuando interceptan conduc-tos previos).

Los conductos freáticos y epifreáticospresentan ondulaciones y están organiza-dos en cinco niveles de cuevas: (1) 1238-1275, (2) 1163-1179, (3) 1083-1096, y (4)750-900 y (5) 615 m s.n.m. Estos nivelesbuzan 2-9º hacia el SE, excepto en Torca Te-yera, donde se inclinan hacia el NE. Estasdirecciones coinciden con la dirección haciadonde convergen los conductos freáticos yepifreáticos. Los niveles de cuevas 1 y 2 seencuentran 400 m por encima del nivel fre-ático de su entorno, aunque en Torca Teyeradicha cifra alcanza los 700 m (Ballesteroset al., 2011, 2015b).

La geocronología 232U/234Th comprende28 edades de 300 a 1,33 ka y 6 edades mí-

nimas de 350 ka. Estas edades indican quelos cuatro niveles superiores de cuevas sehan desarrollado con anterioridad a 350 ka,y que el nivel 4 de cuevas se encajó conposterioridad a los 238 ka.

Las cuevas piloto presentan depósitosde terraza fluvial que, en algunos casos, in-cluyen cantos de areniscas. Similitudes mi-neralógicas y morfológicas sugieren que loscantos proceden de la erosión de areniscasestefanienses de los Picos de Europa.

Estos depósitos se ubican en el suelo,paredes y techos de los conductos y fre-cuentemente se asocian a roof pendants ynotches (o terrazas de rocas o viras). Lasedades de estos depósitos se han inferidoa partir de 5 dataciones U/Th en espeleote-mas relacionados con sedimentos aluvialesy se localizan entre 287 y 156 ka (MIS 7-6).Los depósitos fluviales fueron parcialmenteerosionados hace entre 125 y 45 ka, aun-que durante este período se formaron local-mente algunos depósitos de aguastranquilas, Las edades de dos de estos de-pósitos fueron establecidas en ca. 95 y 109ka (Ballesteros et al., 2017).

La geocronología 232U/234Th permite es-tablecer cuatro generaciones de espeleote-mas: la 1ª generación durante el PleistocenoMedio, la 2ª generación de 225 a 145 ka(MIS 7-6), la 3ª generación entre 125 y 45ka (MIS 5-4), y la 4ª generación hace menosde 25 ka (MIS 2-1). Finalmente, los proce-sos de gravedad actuaron durante la mayor

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Fig. 1.- Cuevas piloto de estudio en los Picos de Europa. Los datos de cueva son cortesía de los gruposespeleológicos citados en Ballesteros et al. (2015b).

Fig. 1.- Studied pilot caves in Picos de Europa. Cave data is courtesy of the speleologist groups cited inBallesteros et al. (2015b)

parte de la evolución de las cavidades, pro-duciéndose los desprendimientos principa-les durante el Pleistoceno Medio.

Las cuevas piloto se han desarrolladoen un karst alpino (o de montaña), en ge-neral, de tipo Pirineos (con glaciares cons-treñidos por el relieve que no cubren lassurgencias kársticas). Las cuevas se forma-ron antes del Último Ciclo Glaciar, como evi-dencia la geocronología, así como lapresencia de simas decapitadas y de con-ductos freáticos y epifreáticos cortados porvalles glaciares.

El acuífero kárstico muestra una confi-guración de tipo karst represado (dammedkarst) debido a la disposición subvertical de5 unidades acuitardo (Ballesteros et al.,2015b). Esto condiciona la existencia de ni-veles freáticos locales entre 145 y 1425 ms.n.m., situados hasta 2000 m por debajode la superficie topográfica.

Modelo espeleogenético: unahipótesis en el contexto regional

El modelo espeleogenético propuestoincluye seis fases que van desde el Plio-ceno/Calabriense (¿?) al Holoceno (Fig. 2),si bien no se descarta que la karstificacióncomenzase con anterioridad.

Fase 1: desarrollo de los niveles de cue-vas de 800-1300 m s.n.m. hace más de350 ka, probablemente durante el Pliocenoo Calabriense. Esta edad ha sido inferidaconsiderando una tasa de levantamientodel relieve de entre 0,1 y 0,2 mm/a deacuerdo con Alvarez-Marrón et al. (2008),Martín-González et al. (2011) y Rossi et al.(2016), entre otros trabajos. En esta fase,el karst debía de estar cobijado parcial-mente por la cobertera pérmica y meso-zoica inclinada hacia el Norte, en la cual yadebían de estar encajados los ríos conse-cuentes (Smart, 1986). Las aguas freáticasdel entorno de Torca La Texa, El Frailín deCamplengu y el Pozu Llucia se dirigíanhacia el SE, por lo que podían aflorar en laGarganta del Cares (Fig. 1).

Fase 2: comienzo del dominio de lascondiciones vadosas durante el PleistocenoMedio, desencadenando la formación ge-neralizada de cañones y pozos vadosos (Fig.2). Se producen las principales inestabilida-des de las cuevas y precipita la 1ª genera-ción de espeleotemas. La parte NO delMacizo Occidental debió de ser capturadapor el Río Casaño, produciendo que lasaguas de Torca La Texa y El Pozu Llucia se

dirigiesen hacia la surgencia kárstica delOyu La Madre (Fig. 1).

Fase 3: relleno casi completo de las cue-vas por sedimentos fluviales y por la 2ª ge-neración de espeleotemas desde 225 a 145ka (MIS 7-6; Fig. 2). Este relleno produjo lagénesis de formas paragenéticas (roof pen-dants). Además, en esta fase se pudo de-sarrollar el nivel 5 de cuevas en TorcaTeyera. El relieve adquirió probablemente suconfiguración actual a escala regional, a lavez que las rocas estefanienses se iban ero-

sionando e introduciendo en El Frailín deCamplengu.

Fase 4: vaciado de las cuevas hace entre125 y 45 ka (MIS 5-3) debido al encaja-miento fluvial. Los sedimentos fluviales y es-peleotemas previos fueron casi totalmenteerosionados, dando lugar a los actuales de-pósitos de terrazas fluviales y espeleotemasdispuestos como cornisas en las cavidades(Fig. 2). Sobre las cicatrices erosivas resul-tantes del encajamiento fluvial precipita la3ª generación de espeleotemas. El karst fue

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Propuesta de un nuevo modelo espeleogenético para los Picos de Europa (Cordillera Cantábrica, España)

Fig. 2.- Modelo espeleogenético de los Picos de Europa representado mediante secciones transversalesidealizadas de los conductos de las cuevas piloto. La evolución de los conductos freáticos y epifreáticos(A) produjo los siguientes pasajes: B) sin modificaciones, C y D) modificados por encajamiento fluvial.Paralelamente, se han desarrollado cañones vadosos (E) a partir de la fase 2.

Fig. 2.- Speleogenetical model of Picos de Europa represented by idealized transversal sections of theconduits of the pilot caves. The evolution of the phreatic and epiphreatic conduit (A) produced the follo-wing passages: B) without modifications, C and D) modified by fluvial entrenchment. At the same time,vadose canyons (E) have been developed since the phase 2.

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cubierto por los glaciares excepto en algu-nas áreas, como el entorno del Pozu Lluciadonde la precipitación de espeleotemas fueaparentemente mayor que en las otras cue-vas piloto. Durante la máxima extensiónlocal de los glaciares las surgencias kársti-cas situadas a más de 800 m s.n.m. pudie-ron ser bloqueadas por los glaciares,favoreciendo inundaciones en el endokarsthace ca. 95 y 109 ka (Ballesteros et al.,2017).

Fase 5: aparente pausa en la karstifica-ción hace entre 45 y 25 ka (MIS 3-2) suge-rida por: (1) la ausencia de dataciones232U/234Th en las cuevas piloto en dicho pe-ríodo, y (2) la presencia de un hiato entre63 y 22 ka entre dos coladas superpuestasdel Pozu Llucia. Esta aparente pausa es co-herente con: (1) la disminución del conte-nido en carbonatos del Lago Enol haceentre 38 y 17 ka (Moreno et al., 2010); (2)la presencia de procesos criogénicos en elNO de los Picos de Europa entre 37 y 29 ka(Nieuwendam et al., 2015); y (3) las condi-ciones dominantes de frío y aridez en elNorte de España hace entre 60 y 24 ka(Moreno et al., 2012).

Fase 6: reactivación de la karstificacióny precipitación de la 4ª generación de es-peleotemas desde hace 22 ka (MIS 2-1;Fig. 2). Esta fase está ligada al aumento ge-neralizado de las precipitaciones y tempe-raturas regionales (p.ej. Moreno et al.,2012). En el exokarst, se produce la reti-rada total de los glaciares tras el ÚltimoMáximo Glaciar, modificándose las formasglaciares por karstificación y continuandoel relleno de las depresiones kársticas yglaciokársticas por depósitos lacustres, pa-lustres y de gravedad (p.ej. Jiménez-Sán-chez et al., 2013; Nieuwendam et al.,2015). En el acuífero kárstico, los nivelesfreáticos continuan descendiendo ya queaún se encuentran entre 2 y 600 m másaltos que la red fluvial.

Conclusiones

Proponemos un nuevo modelo evolu-tivo para las cuevas de los Picos de Europacon base en la geomorfología y geocrono-logía de cuatro cuevas piloto y en la geo-morfología, geología e hidrogeología de suentorno.

La evolución espeleogenética habría co-menzado en el Plioceno-Calabriense (¿?) in-cluyendo seis fases: (1) desarrollo de losniveles de cuevas, (2) inicio del dominio de

las condiciones vadosas en el PleistocenoMedio, (3) relleno sedimentario de las cue-vas entre 225 y 145 ka, (4) vaciado de lascuevas desde 125 a 45 ka, (5) aparentepausa en la karstificación entre 45 y 25 ka,y (6) reactivación de la karstificación desdehace 25 ka. Esta evolución fue controladapor el encajamiento de la red fluvial y elconsecuente descenso de los niveles freáti-cos, así como por capturas fluviales y la ero-sión de las rocas siliciclásticas delEstefaniense y Pérmico-Mesozoico que an-tiguamente ocupaban la superficie de losPicos de Europa. Además, durante el Pleis-toceno Superior, el paleoclima y los glacia-res controlaron la sedimentación en elinterior de las cavidades.

Agradecimientos

Este trabajo es un resultado del pro-yecto GEOCAVE (MAGRAMA 580/12), fi-nanciado por el Organismo Autónomo deParques Nacionales (Ministerio de Agricul-tura, Alimentación y Medio Ambiente).Agradecemos la ayuda prestada por elGrupo de Espeleología Polifemo, AsociaciónDeportiva Gema y el resto del colectivo deespeleólogos, el Parque Nacional de Picosde Europa y los revisores del trabajo, losprofesores Carlos Rossi (UCM) y EnekoIriarte (UBU).

Referencias

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Introducción

Los yacimientos arqueológicos registranpara un momento de la historia la ocupa-ción y explotación de un territorio en con-creto, la forma de pensar y organizar unasociedad específica, e incluso determinadosacontecimientos no sólo históricos sinotambién geológicos o geomorfológicos. Lainterpretación de su origen y evolución em-pleando herramientas específicas de lasCiencias de la Tierra forma parte de la dis-ciplina conocida como la Geoarqueología. Debido a su interés, los yacimientos ar-

queológicos en España son objeto de ges-tión por parte de la administración, y gozande figuras de protección a nivel nacional y

autonómico, como son los Bienes de InterésCultural (Ley 16/1985, del Patrimonio His-tórico Español), e incluso internacional,como es el caso de los reconocidos comoPatrimonio de la Humanidad por laUNESCO.La interacción permanente entre yaci-

mientos arqueológicos y los procesos geo-lógicos activos ocasiona que muchos delos primeros estén expuestos a la actua-ción de fenómenos naturales que los pue-den dañar e, incluso, destruir por completo(Vujicic-Lugassy y Frank, 2010). Como con-secuencia, es necesario realizar actuacio-nes encaminadas a su preservación y,llegado el caso, a la realización de inter-venciones de urgencia que recuperen la

mayor cantidad de restos de interés en elcaso de que un yacimiento esté abocadoa desaparecer. No obstante, apenas exis-ten metodologías de trabajo que permitanpriorizar las actuaciones destinadas a laprotección de los yacimientos arqueológi-cos (Goldberg y Macphail, 2006).El Patrimonio Cultural de Asturias en-

globa al menos 29 yacimientos vinculadosa castros marítimos atribuidos a los siglosI-III d.C. (Camino Mayor, 1995). Para contri-buir a la protección y conservación de estosyacimientos es preciso considerar la evolu-ción geomorfológica del entorno en que seencuentran, donde los procesos de diná-mica marina y la inestabilidad de acantila-dos son dominantes.

GEOGACETA, 62, 2017



Geogaceta, 62 (2017), 59-6t2ISSN (versión impresa): 0213-683XISSN (Internet): 2173-6545

Metodología de evaluación del riesgo geoarqueológico en castrosmarítimos: El Castiellu (Asturias, España)

Methodology of geoarchaeological risk evaluation in maritime hill-forts: El Castiellu (Asturias)

Montserrat Jiménez-Sánchez y Daniel Ballesteros

Grupo de Geomorfología y Cuaternario (GeoQUO), Departamento de Geología, Universidad de Oviedo, c/ Jesús Arias de Velasco s/n 33005 Oviedo.

[email protected] [email protected]

ABSTRACT

This work presents a methodological approach that proposes the useof geoarchaeological risk with the aim of zoning archaeological sites whosepreservation is affected by the action of geological processes. The archaeo-logical site, castro de El Castiellu or castro de Podes, located in the cantabrianshore, is one of the sea hill-forts of Asturias and is located in a peninsulabordered by rocky cliffs. Marine erosion leads to instability processes thataffect the archaeological structures. The geoarchaeological risk was calcula-ted using GIS and considering two parameters: susceptibility of rock cliffsinstability and relative preservation grade of the different zones of the ar-chaeological area. The geoarchaeological risk is classified in three categories:high, medium, low, which in turn are in accordance with three categories ofintervention priority (respectively 1, 2 and 3). Geoarchaeological risk zoningallows to prioritize the adoption of useful conservation measures for culturalheritage management.

Key-words: Conservation, cultural heritage, geoarchaeological risk,instability, geoarchaeology.

RESUMEN

En este trabajo se presenta una metodología que propone la utilización delriesgo geoarqueológico con el fin de zonificar espacios arqueológicos cuya conser-vación está afectada por la actividad de procesos geológicos. El espacio escogidocomo referencia se ubica en el litoral cantábrico es uno de los castros marítimosde Asturias: el castro de El Castiellu o de Podes, ubicado en una península bordeadapor acantilados rocosos. La erosión costera lleva a procesos de inestabilidad queafectan a los restos arqueológicos. Mediante el empleo de un SIG se calculó elriesgo geoarqueológico para la zona combinando dos parámetros: la susceptibili-dad del medio frente a la actuación de procesos de inestabilidad y el grado deconservación relativo de las distintas zonas del espacio arqueológico. El riesgo geo-arqueológico se clasifica en tres categorías: alto, medio, bajo, que a su vez setraducen en otras tres categorías de prioridad de actuación (respectivamente prio-ridad 1, 2 y 3). Esta zonificación del riesgo geoarqueológico permite priorizar laadopción de medidas de conservación útiles en gestión del patrimonio cultural.

Palabras clave: Conservación, geoarqueología, inestabilidad, patrimoniocultural, riesgo geoarqueológico.

GEOGACETA, 62, 2017 M. Jiménez-Sánchez y D. Ballesteros


Con esta perspectiva, se define el con-cepto de “riesgo geoarqueológico” como laprobabilidad relativa, expresada en térmi-nos espaciales, de que un yacimiento ar-queológico, con un grado de conservacióndeterminado, sea potencialmente amena-zado por un proceso geológico activo. Parasu estimación se diseñó una metodologíade trabajo que permite identificar las zonasmás susceptibles de ser dañadas o destrui-das dentro de un espacio arqueológico porprocesos geomorfológicos y así priorizar lasactuaciones a realizar sobre el mismo. El ob-jetivo de este trabajo es presentar dicha me-todología y su aplicación al castro de ElCastiellu, considerado de referencia por laimportancia de la interacción entre el yaci-miento y los procesos geomorfológicos ac-tivos en la zona.

Castro de El Castiellu o de Podes

El Castiellu o castro de Podes (Yaci-miento Arqueológico YAR33 del Concejo deGozón, Asturias) comprende un área de75.622 m2 de extensión, que abarca lamayor parte del saliente rocoso de Punta’lCastiellu (Fig. 1), donde se conservan almenos dos fosos y un parapeto de una for-tificación (Camino Mayor, 1995). La super-ficie culminante de la península representauna terraza marina (o rasa) de 25-35 m dealtitud (Flor, 1983; Mary, 1983). La penín-sula está delimitada por acantilados mari-nos de 15-25 m de altura, donde incide eloleaje y los vientos procedentes del Oestey Noroeste.El sustrato geológico está formado por

calizas, margas, lutitas y areniscas de la For-mación Nieva (Devónico), fracturadas porun conjunto de fallas y diaclasas (Vera de laPuente, 1986).Desde el punto de vista de los procesos

geológicos activos, la Punta’l Castiellu estáafectada por la acción del oleaje marino,que socava la base del acantilado y producesu desestabilización, dando lugar a distintosfenómenos de inestabilidad que deterioranlos restos arqueológicos.

Metodología

Para calcular el riesgo geoarqueológicose consideró: 1) la susceptibilidad natural, en-tendida como la probabilidad relativa de quese produzca un determinado proceso geoló-gico activo, y 2) el grado de conservación delas distintas zonas del espacio arqueológico,

expresado igualmente en términos relativos.La estimación del riesgo, susceptibilidad ygrado de conservación se realizó en el Sis-tema de Información Geográfica (SIG) ArcGIS,empleando para ello ficheros matriciales GRD.Estos dos mapas derivan de mapas geomor-fológicos y de restos arqueológicos, realizadosa partir de trabajo de campo y fotointerpre-tación, y confeccionados mediante archivosvectoriales SHP.El mapa de susceptibilidad se estableció

ponderando con valores de 1 a 3 los procesosidentificados en la cartografía geomorfológicadel espacio arqueológico. Así, se definierontres grados relativos de susceptibilidad: alta(valor 3), media (valor 2) y baja (valor 1). Alresto de la zona se le asigna un valor cero. Elmapa de conservación relativa de los restosarqueológicos se construyó zonificando el es-pacio de acuerdo con tres grados relativos deconservación: alto (valor 3), medio (valor 2) ybajo (valor 1). Análogamente al anterior caso,la zona del yacimiento toma valor cero.El riesgo geoarqueológico se calculó su-

mando los valores de los mapas de suscepti-bilidad y conservación relativa del yacimientoarqueológico en el SIG. Se obtuvieron treszonas de riesgo geoarqueológico relativo: alto

(valor 6), medio (valor 5) y bajo (valor 4). Estaszonas de riesgo geoarqueológico fueron tra-ducidas directamente a valores numéricos deprioridad en la actuación (niveles 1, 2 y 3).


Estimación de la susceptibilidad

El mapa geomorfológico del castro deEl Castiellu (Fig. 2A) incluye un acantiladocon cicatrices de inestabilidades de laderas,depósitos de derrubios (producidos por des-prendimientos tipo caída libre y vuelcos),movimientos complejos y deslizamientostraslacionales de bloques de roca. Algunosde estos depósitos involucran materialesantrópicos del espacio arqueológico. Ade-más, en la superficie culminante de rasa sereconocieron depresiones cerradas y forma-ciones kársticas residuales.Para confeccionar el mapa de susceptibi-

lidad, se asignó susceptibilidad alta (valor 3)a los movimientos complejos, susceptibilidadmedia (valor 2) a los derrubios procedentesde desprendimientos y/o deslizamientos debloques de tamaño métrico, y susceptibilidadbaja (valor 1) a los desprendimientos y/o vuel-

Fig. 1.- A) Situación del castro de El Castiellu o de Podes en Asturias (Norte de España). B) Espacio arqueo-lógico de El Castiellu, localizado en la península de Punta’l Castiellu. C) Vista de la península desde el Oeste.Ver figura en color en la web.

Fig. 1.- A) Situation of castro de El Castiellu or castro de Podes in Asturias (North Spain) B). Archaeologicalsite of El Castiellu, located in the peninsula of Punta’l Castiellu. C)View of the peninsula from the West. Seecolor figure in the web.

cos de menor entidad. El mapa (Fig. 2B)muestra zonas de susceptibilidad alta y mediaen el acantilado oeste y norte de la península,así como en el extremo sureste (cerca dePuertu Llamperu). Las zonas de susceptibili-dad baja se corresponden principalmente conel acantilado oriental.

Estimación del grado de conservación

El mapa de restos arqueológicos y otrasevidencias antrópicas (Fig. 2C) comprende

fosos y murallas defensivas y alineacionesde sillares de rocas, así como una zona conestructuras indeterminadas, probablementerelacionadas con el castro, y otra zona conposibles restos antrópicos, cuyo interés ar-queológico no se pudo constatar. En la construcción del mapa de conser-

vación relativa de los restos arqueológicosse consideraron tres clases: alta (valor 3)cuando existían estructuras con interés ar-queológico bien preservadas y morfológica-mente identificables (fosos, murallas y

alineaciones de sillares de roca); media(valor 2) cuando se reconocían restos an-trópicos antiguos pero sin estructuras iden-tificables bien conservadas; y baja (valor 1)en aquellas áreas con posibles evidenciasantrópicas, cuyo interés arqueológico no seha podido constatar. El mapa resultante(Fig. 2D) delimita las zonas con grado bajoalto, medio y bajo de conservación en la su-perficie culminante de la península, si-tuando las zonas de grado medio en elnorte del yacimiento y las áreas de gradoalto en la parte central.

Estimación del riesgo arqueológico yprioridades de actuación

Para calcular el riesgo geoarqueoló-gico se procedió a sumar con el GIS los va-lores asignados a peligrosidad y al gradode conservación. Se obtuvieron tres clasesde riesgo geoarqueológico: 1) riesgo alto,si la suma de los valores asignados a peli-grosidad y vulnerabilidad es mayor que 5;se considera que, en este caso, la prioridad

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Metodología de evaluación del riesgo geoarqueológico en castros marítimos: El Castiellu (Asturias, España)

Fig. 2.- Espacio arqueológico del castro de El Castiellu o de Podes: A) Mapa geomorfológico. B) Mapa de susceptibilidad. C) Mapa de restos. D) Mapa deconservación relativa. E) Mapa de riesgo geoarqueológico.

Fig. 2.- Archaeological site of castro de El Castiellu or castro de Podes: A) Geomorphological map. B) Susceptibility map. C) Archaeological remains map.D) Relative conservation map. E) Geoarchaeological risk map.

GEOGACETA, 62, 2017 M. Jiménez-Sánchez y D. Ballesteros


de actuación para la toma de medidas deconservación es de nivel 1, siendo estaszonas, por tanto, donde procedería tomarmedidas con mayor urgencia relativa; 2)riesgo medio, si la suma de los valoresasignados a peligrosidad y vulnerabilidades igual a 5; se considera que, en estecaso, la prioridad de actuación para latoma de medidas de protección es de nivel2; y 3) riesgo bajo si dicha suma toma elvalor 4, considerándoseen este caso que laprioridad de actuación para la toma demedidas de conservación es de nivel 3. Elmapa de riesgo geoarqueológico confec-cionado (Fig. 2E) muestra que las zonas deriesgo alto se ubican en el borde del acan-tilado occidental y se corresponden conmurallas y fosos del castro que estánsiendo afectadas por movimientos comple-jos (flujos, avalanchas de roca). Estos mo-vimientos están desencadenados por lasocavación del acantilado por parte deloleaje (Fig. 3). Las zonas de riesgo mediose ubican más al Norte, también en elborde del acantilado occidental, e incluyenevidencias de restos arqueológicos sin es-tructuras bien conservadas. Estas estructu-ras están afectadas por la acción demovimientos complejos y caída de bloquesde tamaño métrico. Finalmente, las zonasde riesgo bajo se ubican a lo largo delborde superior de los acantilados oeste,norte y sureste, dominados por procesosde caída libre de rocas y vuelcos.

Conclusiones

Se ha diseñado una nueva metodologíapara evaluar el riesgo de deterioro o des-trucción de un espacio arqueológico porprocesos geológicos. Para ello se ha defi-nido el concepto de riesgo geoarqueológicoy en su estimación se han considerado lasusceptibilidad asociada a los procesos geo-lógicos activos y el grado de conservacióndel espacio arqueológico.

Esta metodología preliminar se ha apli-cado a uno de los castros marítimos de As-turias afectado por procesos de erosión deladera y marinos. El espacio arqueológicofue zonificado en tres categorías (riesgoalto, medio y bajo) que se correspondencon tres categorías de prioridad de actua-ción (respectivamente prioridad 1, 2 y 3).Las actuaciones prioritarias afectarían alextremo occidental de las murallas y fososdel castro, en segundo lugar, deberían lle-varse a cabo en el norte del yacimiento y,por último, en el oeste, norte y sureste delespacio arqueológico.De esta forma, la zonificación del riesgo

geoarqueológico prioriza la adopción demedidas de conservación en las diferentesáreas del espacio arqueológico. Así, elriesgo geoarqueológico ha demostrado serde utilidad para caracterizar espacialmenteel grado de amenaza de deterioro de unBien Cultural en relación con procesos geo-lógicos activos. De este modo, el trabajodesarrollado constituye una base de cono-cimiento para la creación de estrategias deprotección y conservación en espacios ar-queológicos ubicados en entornos similares,siendo de interés potencial para la gestióndel patrimonio cultural.

Agradecimientos

Agradecemos la ayuda prestada por laDra. María José Domínguez-Cuesta y el Dr.Germán Flor-Blanco de la Universidad deOviedo, así como el apoyo de la DirecciónGeneral de Patrimonio Cultural del Princi-pado de Asturias, en especial de su Direc-tora, la Dra. Otilia Requejo. También damoslas gracias al Dr. Fernando Díaz del Olmo ya otro revisor anónimo por su contribucióna la mejora del presente trabajo.

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Fig. 3.- A Zona de riesgo alto y prioridad 1 de actuación, donde un movimiento complejo está des-truyendo una muralla defensiva del yacimiento arqueológico. B Detalle de la muralla que está siendoerosionada. Ver figura en color en la web.

Fig. 3.- A Area with high risk area and policy priority 1, where a complex landslide is destroying a defen-sive wall of the archaeological site. B Detail of the wall that is being eroded. See color figure in the web

Introducción

Los Montes Galaico-Leoneses (MGL) se si-túan en el noroeste de la Península Ibérica,entre las provincias de León, Orense y Lugo(Fig. 1). Sus cimas, generalmente aplanadas,presentan alturas medias que varían entre los1200 y los 2100 m de altitud. Aunque las prin-cipales alineaciones montañosas tienen unatendencia NO-SE y casi E-O, en conjunto defi-nen un relieve compacto NE-SO que representa

una barrera geográfica y climática entre la me-seta castellana y la fachada atlántica. La in-fluencia de esta última condiciona el régimenclimático, caracterizado por vientos proceden-tes del oeste y una pluviosidad que alcanza los800-1300 mm. Estas características, junto conlas diferencias geológicas, permiten conside-rarlo como un macizo con entidad propia, alpresentar los sistemas montañosos con los quelimita al norte, constituidos por la alineación E-O de la Cordillera Cantábrica, diferencias im-

portantes respecto al relieve, el régimen de losvientos y las precipitaciones.

La Sierra del Teleno, situada en el bordemeridional de los MGL presenta una orienta-ción NO-SE (Fig. 1). Sus cimas superan los2000 m de cota absoluta (Pico del Teleno,2188 m) y parte de ellas estuvieron ocupadaspor los hielos durante el último ciclo glaciar delPleistoceno superior (Schmitz, 1969; Alonso-Otero, 1982; Luengo-Ugidos, 2002; Gómez-Vi-llar et al.., 2015; Hall-Riaza et al., 2016). Por

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Nuevas perspectivas para la identificación y el conocimientode la morfología glaciar de la Sierra del Teleno (León)

y su transformación antrópica

New insights into the identification and knowledge of glacial morphology of the Sierra del Teleno (León)and its anthropogenic change

Javier Fernández-Lozano1, Rosa María Carrasco-González2, Javier de Pedraza-Gilsanz3 y Jacinta García-Talegón4

1 Dpto. Ciencias de la Tierra y Física de la Materia Condensada. Facultad de Ciencias. Universidad de Cantabria. Avda. de los Castros s/n, 39005, Santander.

E-mail: [email protected] Dpto. Ingeniería Geológica y Minera, Facultad de Ciencias Ambientales y Bioquímica, Universidad de Castilla-La Mancha, Avda.

Carlos III, s/n, 45071 Toledo. E-mail: [email protected] Dpto. de Geodinámica, Facultad de Geología, Universidad Complutense de Madrid, C/ José Antonio Nováis, 12, s/n, 28040 Madrid. E-mail: [email protected]

4 Dpto. de Geología. Facultad de Ciencias. Universidad de Salamanca. Plaza de la Merced s/n, 37008, Salamanca. E-mail: talegó[email protected]

ABSTRACT

The Sierra del Teleno is a NW-SE trending mountain system located in thesouthern sector of the Galaico-Leoneses Mountains. It is characterized by thepresence of remnants of glacial landforms, active during most of the UpperPleistocene, and represented by several cirques and related deposits. Along thenorthern slope the glacial features are well developed, showing multiple cirquesand moraine arcs. However, geomorphological remains are not well preserved inthe southern flank where a few evidences of glacial and fluvioglacial activity,represented by remains of moraine deposits and terraces, are partially transformed.Moraines have been intensively affected by goldmining works carried out duringthe Roman times, comprising the presence of a complex hydraulic system withcanals and water reservoirs used for the transport and storage of water neededfor the roman works. Thus, hiding the effect of natural processes on the landscapeand the identification and preservation of glacial landforms. We present thepreliminary results of the mapping of glacial remains based on the integration ofnatural and human-induced transformations occurred in historical period.

Key-words: Glaciar geomorphology, Teleno Mountains, UpperPleistocene, Geoarcheology, Roman goldmining.

RESUMEN

La Sierra del Teleno constituye un sistema montañoso de dirección NO-SE enel sector meridional de los Montes Galaico-Leoneses. Está caracterizado por la pre-sencia de restos de morfologías glaciares, activas durante gran parte del PleistocenoSuperior, y que configuran una serie de circos y depósitos a lo largo de sus dos ver-tientes. Aunque la vertiente norte presenta rasgos más desarrollados, con circoscompuestos y arcos morrénicos bien definidos, la cartografía geomorfológica permiteresaltar algunas evidencias de actividad glaciar y fluvioglaciar en la vertiente sur,representadas por restos de morrenas y terrazas fluvioglaciares. En esta última, laintensa actividad minera llevada a cabo en época romana, y caracterizada por lapresencia de una red hidráulica compuesta por canales y estanques para el trans-porte y almacenamiento de agua necesaria en las explotaciones, así como lostrabajos de extracción, han producido una fuerte transformación del paisaje, dificul-tando la preservación e identificación de los restos de modelado glaciar. En estetrabajo se presentan los resultados preliminares de una cartografía que integra lasformas glaciares y antrópicas, para identificar el grado de transformación sufrido porel paisaje en época histórica.

Palabras clave: Geomorfología glaciar, Sierra del Teleno, Pleistocenosuperior, geoarqueología, minería aurífera romana.

otra parte, este enclave constituye uno de losdistritos auríferos de época romana más im-portante de nuestro país (Pérez-Garcıa et al.,2000; Fernández-Lozano et al., 2015). Los tra-bajos de extracción aurífera han modificado elpaisaje, dificultando en gran medida la carto-grafía geomorfológica. En este trabajo se pre-sentan los resultados preliminares de lacartografía de los restos de glaciarismo, po-niendo especial énfasis en la vertiente sur,menos estudiada y con una mayor actividadminera romana, que ha modificado los restosde morfología glaciar de forma significativa.

Marco geológico

La zona de estudio se sitúa en el flanconorte del sinclinal de Truchas y constituye ellímite entre la Zona Asturoccidental-Leonesay la Zona Centro Ibérica (Martínez-Catalán etal., 1992). Está caracterizada por una potenteserie Ordovícica donde los resaltes topográfi-cos quedan supeditados a la presencia de lacuarcita en facies armoricana (miembro su-perior de la Serie Los Cabos, de edad Ordoví-cico inferior), mientras los valles se localizana lo largo de las pizarras de la FormaciónLuarca (Ordovícico medio) dando lugar a su-perficies alomadas en el núcleo de sinclinales(Pérez-Estaún, 1978) (Fig. 2).

Explotaciones auríferas romanasen la Sierra del Teleno

Las labores romanas de extracción au-rífera se remontan a mediados del siglo I yII D.C. (Fernández-Posse y Sánchez-Palencia,1988). Estas explotaciones se localizansobre yacimientos de tipo primario y place-res auríferos (Hérail, 1984). En los primerosel oro aparece asociado al cuarzo mesoter-mal que rellena las fracturas que afectan alas cuarcitas de la Serie Los Cabos; mientrasque los placeres están asociados a depósi-tos Miocenos –las denominadas series rojasdel noroeste por Martín-Serrano (1991)–,terrazas fluviales, depósitos glaciares y pe-riglaciares cuaternarios. La extracción mine-ral en la zona supuso la incorporación deuna compleja y extensa red hidráulica ca-racterizada por la presencia de canales delongitud kilométrica (>30 km) y estanquespara el almacenamiento de agua, necesa-rios para el transporte y el lavado de los se-dimentos. En muchos puntos estos canalesse encuentran excavados directamente enla roca con pendientes que, en raras ocasio-nes, superan el 2-3% (Matías-Rodríguez,2004). La actividad extractiva afecta direc-tamente a los depósitos, modificando en al-gunos tramos los coluviones y morrenas. Se

pueden localizar vaciados en depósitos deladera y derivaciones de arroyos asociadosa esta actividad, que conectan con los es-tanques de acumulación de agua.

Características geomorfológicas

Los rasgos más característicos de lamorfología glaciar a lo largo de la Sierra delTeleno están constituidos por la presenciade circos y nichos de nivación en zonasaltas, siendo limitada la presencia de depó-sitos morrénicos y otras morfologías comoumbrales de cuarcita, cubetas de sobre-ex-cavación y navas. Aunque todos los paleo-glaciares estuvieron conectados con lascimas formando monteras de hielo (las deEl Teleno y Cerro Coballos), las diferenciasentre las morfologías encontradas enambas vertientes son notorias (Fig. 2).

Vertiente norte

En esta vertiente aparecen la gran ma-yoría de los paleoglaciares, algunos con no-table desarrollo (hasta 2500 m desde la zonade acumulación en el paleoglaciar de PeñaBellosa) y orientación dominante NNE-SSO.En general las cuencas de acumulación pre-sentan una morfología ovalada debido a la

GEOGACETA, 62, 2017 J. Fernández-Lozano, R.M. Carrasco-González, J. de Pedraza-Gilsanz y J. García-Talegón


Fig. 1.- a) Localización geográfica del área de estudio en el noroeste de la península ibérica. b) Ubicación de la Sierra del Teleno en el sistema montañosode los Montes Galaico-Leoneses. La altura media sobrepasa los 1500 m.s.n.m. a lo largo de una alineación montañosa de dirección NO-SE. El recuadroindica la localización de la figura 2. Ver figura en color en la web.

Fig. 1.- a) Geographic location of the study area in the NW Iberian Peninsula. b) Location of the Sierra del Teleno within the Galaico-Leoneses Mountains.The mean altitude exceeds 1500 o.s.l. along a NW-SE mountain system. Inset marks the location of figure 2. Ver figura en color en la web.

elongación y una tendencia a la retro-ero-sión originando circos secundarios. En algu-nos casos este proceso es dominante y, deacuerdo con las clasificaciones más estan-darizadas (Gordon, 1977; Benn y Evans,2010; Barr y Spagnolo, 2015), pueden de-finirse como circos compuestos, elongadosy escalonados (Valle de Las Presas-El Llaga-rello-Peña Negra). En otros casos se tratade circos simples elongados o cóncavos (cir-cos s.s. o circos circulares; Gordon, 1977)como los de Coballo Grande y Pequeño, Co-rralos y Peña Bellosa). Los complejos morré-nicos aparecen bien definidos en lospaleoglaciares 3, 4, 6, 7 (Fig. 2). Se trata demorrenas de borde o laterales (también hayalgunos casos centrales y arcos de retro-ceso), que marcan una zona de descargabien definida (lengua) y por tanto debenconsiderarse glaciares de ladera. Sin em-bargo, los paleoglaciares 1 y 2 se reducena retazos discontinuos o algunas alineacio-nes de bloques formando crestas que debenconsiderarse como arcos morrénicos típicosde glaciares de circo. En algunos casos se

pueden observar los restos preservados demorrenas laterales y frontolaterales, algunasde las cuales aparecen degradadas por de-rrubios de ladera postglaciares o la activi-dad minera. La transformación minera queafecta a las morrenas da lugar a lenguas deabanicos que discurren valle abajo, comolos observados en el valle de Peña Bellosao el valle del Prado. El modelado glaciar dela vertiente norte se extiende desde los2000-2150 m de altura hasta las cotas delfrente de fusión en torno a los 1300 m.

Vertiente sur

En la ladera sur de la Sierra del Teleno elglaciarismo no se presenta tan desarrollado(Fig. 2). Sin embargo, se pueden identificar res-tos de circos de orientación SSE-NNO con mor-fologías de cubeta simple. Destacan los circosdel valle de Sartarín, Reguericos o Cabrito. La-teralmente se localizan restos de morrenas la-terales afectadas por la actividad mineraromana, encontrándose parcialmente segmen-tados. Los valles aparecen excavados y disecta-

dos por canales antrópicos localizados a cuatroalturas. También pueden observarse restos deacumulaciones de estériles en las zonas bajasdel valle y restos de abanicos de fusión glaciarque han sido intensamente retrabajados parala extracción aurífera. Algunos de estos abani-cos se presentan fosilizando otros más antiguos,como los observados en el valle de los Regue-ricos (Fig. 2). Estos abanicos llegan a cubrir par-cialmente una superficie de navas situadas enla parte baja del valle de las Rubias. Las cotasde desarrollo de la actividad glaciar se sitúanentre los 1900-2100 m, llegando a alcanzar losfrentes cotas de hasta 1350-1500 m de altura.

La actividad periglaciar se caracteriza por lapresencia de abundantes vertientes de derru-bios, en ocasiones segmentados por obras hi-dráulicas mineras. La relación de estos depósitoscon el glaciarismo es compleja, en algunos casosfosilizan o degradan a los depósitos glaciares.Sin embargo, en otros, los restos morrénicosaparentan ser meras reorganizaciones de los de-pósitos periglaciares previos debidos al empujedel hielo glaciar (efecto bulldozing). Esto significaque la actividad periglaciar en esta zona ha sido

GEOGACETA, 62, 2017


Nuevas perspectivas para la identificación y el conocimiento de la morfología glaciar de la Sierra del Teleno (León)y su transformación antrópica

Fig. 2.- Cartografía geológica (modificada de Heredia-Carballo et al., 2002) y geomorfológica del modelado glaciar y la minería aurífera romana de la Sierra delTeleno. 1) Pedrera; 2) Coballo Grande; 3) Coballo Pequeño; 4) Peña Bellosa; 5) Las Reguirinas; 6) Las Presas-Prado; 7) El Llagarello-Peña Negra; 8) Las Rubias; 9)Sartarín; 10) Reguericos y 11) Cabrito. Ver figura en color en la web.

Fig. 2.- Geological (modified after Heredia-Carballo et al., 2002) and geomorphological map of the glacial activity and Roman goldmining works in the TelenoMountains. 1) Pedrera; 2) Coballo Grande; 3) Coballo Pequeño; 4) Peña Bellosa; 5) Las Reguirinas; 6) Las Presas-Prado; 7) El Llagarello-Peña Negra; 8) Las Rubias; 9)Sartarín; 10) Reguericos y 11) Cabrito. Ver figura en color en la web.

GEOGACETA, 62, 2017 J. Fernández-Lozano, R.M. Carrasco-González, J. de Pedraza-Gilsanz y J. García-Talegón


previa, coetánea y posterior al glaciarismo. Ejem-plo claro de la actividad posterior y que se man-tiene en la actualidad son los gelifractos y suelospoligonales en las superficies culminantes de lasierra. También la presencia de lóbulos de soli-fluxión, guirnaldas e hidrolacolitos en las laderasy zonas de escasa pendiente, respectivamente.Estos son especialmente activos por encima delos 1650 m de altitud en la vertiente sur de laSierra del Teleno y relieves próximos.

Discusión

La distribución de la glaciación pleistocenaen el noroeste peninsular viene marcada por lapresencia de una línea de equilibrio estimada dealtura en torno a los 1400-1800 m (Hughes yWoodward, 2017). Hasta ahora, la presencia deactividad glaciar en la Sierra del Teleno se habíareducido principalmente a la vertiente norte,donde los restos de circos y depósitos de morre-nas se encuentran mejor representados (Alonso-Otero, 1982; Luengo-Ugidos, 2002). Ladificultad para identificar y discriminar los pro-cesos naturales de la actividad antrópica minera(i.e., canales, estanques, depósitos de estériles yexcavaciones) ha impedido el análisis del apa-rato glaciar en la vertiente sur de la sierra. Hall-Riaza et al. (2016) sitúan la presencia deglaciares en cuña en la vertiente sur, pero sin lle-gar a discriminar los depósitos antrópicos de losnaturales. Para separar estas formaciones es ne-cesario un estudio integrado basado en el aná-lisis de los depósitos y formas de actividadglaciar y la cartografía de restos mineros. Conlas nuevas investigaciones, se deduce un modelode glaciarismo de doble vertiente originado enel núcleo central de las cimas. Estas formabandos pequeñas monteras de hielo, las de El Telenoy El Teleno-Coballos, como zonas principales dealimentación hacia las diferentes cuencas. Estocoincide con el contexto regional del glaciarismoen el noroeste, donde se han descrito glaciaresde meseta en Sierra Segundera (Macizos de Sa-nabria-Trevinca), unos 35 km al OSO (Cowtonet al., 2009; Rodríguez-Rodríguez et al., 2011,2014). También en el contexto evolutivo de estazona de la Sierra del Teleno puede aproximarseuna evolución similar a la propuesta para el Ma-cizo de Sanabria por Cowton et al. (2009), conuna etapa de glaciares de montera, otra poste-rior de glaciares de valle (aquí las cuencas deacumulación tipo circo cobrarían más importan-cia en la alimentación) y una final de glaciaresresiduales tipo circo. Todos estos acontecimien-tos han sido debidamente datados en estasáreas (Rodríguez-Rodríguez et al., 2011, 2014,2015) con un máximo glaciar previo al último

máximo glacial global (LGM) (en torno a los 30ka), una etapa de re-avance correlativa al LGM(en torno a los 19-25 ka) y un final de la glacia-ción en torno a los 10 ka. Aunque estas edadesson una referencia para la zona de la Sierra delTeleno, la cronología concreta deberá estable-cerse mediante dataciones absolutas in situ.

Finalmente, la dificultad para separar pro-cesos geológicos y mineros requiere un estudiointegrado basado en el análisis de los depósi-tos y formas de actividad glaciar y la cartografíade restos de minería aurífera romana.

Conclusiones

La Sierra del Teleno presenta restos de ac-tividad glaciar caracterizados por la presenciade circos, depósitos morrénicos y fluvioglacia-res más desarrollados en su vertiente norte yfuertemente antropizados en la sur. La intensaactividad minera romana para la extracción au-rífera ha originado variaciones en el paisaje yen la dinámica natural. Esto ha afectado a laconfiguración original de los circos glaciares,produciendo el desmantelamiento de algunasmorrenas y depósitos fluvioglaciares, a la vezque se han generado formas y depósitos aveces convergentes con los naturales, pero ne-tamente antrópicos, como son las redes de dre-naje artificiales y los canales erosivos yformaciones sedimentarias inducidas.

Agradecimientos

Este trabajo es una contribución al pro-yecto CGL2016-78380-P financiado por el Mi-nisterio de Economía y Competitividad. Losautores agradecen al Editor y a los revisores, elDr. José Francisco Martín Duque y el profesorValentí Turu, por las sugerencias y comentariosque han contribuido a mejorar este manuscrito.

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Introducción

En la Península Ibérica existen variasregiones bajo la amenaza de los terremo-tos. Reducir su impacto es una necesidadindiscutible. Para ello es necesario conocerla amenaza y evaluar el riesgo sísmico dela zona de interés, proponer y mejorar mé-todos y normativa sismorresistentes e im-plantar medidas preventivas y deemergencia ante los sismos. Una de estasmedidas consiste en elaborar escenarios deDaños Sísmicos (EDS), herramientas degran utilidad tanto en la prevención de de-sastres sísmicos como en la planificación

de emergencias tras la ocurrencia de un te-rremoto. Los EDS aportan informaciónsobre la distribución de los daños produci-dos por un sismo, real o modelo, en una de-terminada zona, a partir de su localizacióne intensidad epicentral.

Existe una aplicación informática de si-mulación de EDS desarrollada por la Di-rección General de Protección Civil y el IGN(SES-2002), basada en la metodologia de-sarrollada por González et al. (2000) paraCataluña.

También se han realizado escenariossísmicos en ciudades como Málaga (Irizarryet al., 2007) Barcelona (Lantada et al.,

2010) y Granada (Fernández-Castanys,2012). Tanto estos EDS como el SES-2002siguen una metodología basada en la apli-cación de matrices de probabilidad dedaños según la intensidad del terremoto ymatrices de clases de vulnerabilidad.

El sur de la Comunidad Valenciana (SEde la Península Ibérica) está ubicado enuna zona sísmicamente activa, y ha sidoazotado a lo largo de la historia por terre-motos destructores, destacando el de To-rrevieja de 1829 (IMSK=IX-X). Es por estoque está considerada como una de laszonas con mayor peligrosidad sísmica deEspaña según el IGN-UPM (2013). Esto, su-

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Cálculo de Escenarios de Daños Sísmicos en la Comunidad Valencianautilizando Model Builder (ArcGIS)

Calculation of Seismic Damage Scenarios in Valencian Community using Model Builder

Iván Medina-Cascales, Juan Luís Soler-Llorens y José Juan Giner

Departamento de Ciencias de la Tierra y del Medio Ambiente, Universidad de Alicante, Apdo. 99, 03080 Alicante, España.


ABSTRACT

In this paper we present a tool wich allows a quick simulation of Seis-mic Damage Scenarios (SDS) from any earthquake occurred within Valen-cian Community. For its design we have used ArcGIS Model Builderapplication. The input data required for the simulation are: the earth-quake, the lithological cartography, municipalities with their building cen-sus, a damage probability matrices and the municipalities’ populationcensus. Using seismic wave attenuation laws and considering the localeffect, the tool calculates the seismic shaking expressed in seismic inten-sity (EMS-98). Then, with the Vulnerability Index Method (VIM) it obtainsbuilding damages (mild, moderated and serious) through the applicationof damage probability matrices. Finally, population damages (people withminor or serious injuries, deads and homeless) are calculated using theATC-13 method proposed by the ATC (Applied Technology Council). Ob-tained results are represented in several maps. In this way we have im-plemented a useful tool in studies of municipal planning for facing seismicrisk, like Protección Civil Actuation Plans.

Key-words: Seismic Damages Scenario, seismic risk, ValencianComunity, Model Builder, GIS.

RESUMEN

En este trabajo presentamos una herramienta que permite simular deforma rápida Escenarios de Daño Sísmico (EDS) a partir de cualquier terremotoque se produzca dentro de la Comunidad Valenciana. Para su diseño se haempleado la aplicación Model Builder de ArcGIS. Los datos de entrada necesa-rios para la simulación son: el terremoto, la cartografía litológica, los municipioscon el censo de edificios, unas matrices de probabilidad de daño y el censo depoblación por municipios. Mediante el uso de leyes de atenuación de ondas sís-micas y teniendo en cuenta el efecto de sitio se calcula la sacudida sufrida entérminos de intensidad sísmica (EMS-98). Posteriormente se obtienen los dañossufridos por los edificios (leves, moderados y graves) mediante la aplicación dematrices de probabilidad de daño. Finalmente se calculan los daños a la pobla-ción (heridos leves, heridos graves, muertos y personas sin hogar) utilizando lametodología ATC-13 propuesta por el ATC (Consejo de Tecnología Aplicada) deCalifornia. Los resultados obtenidos se representan en varios mapas. De estaforma se ha implementado una herramienta de gran utilidad para estudiosorientados a la planificación municipal ante el riesgo sísmico, como pueden serlos Planes de Actuación de Protección Civil.

Palabras clave: Escenarios de Daño Sísmico, riesgo sísmico, ComunidadValenciana, Model Builder, SIG.

mado a su elevada densidad de poblacióny a la intensa actividad turística, hace quesea indispensable disponer de una herra-mienta que genere EDS que permita unamejor planificación y gestión del riesgo sís-mico.

El objetivo que persigue el presente tra-bajo es presentar una herramienta interac-tiva que permita calcular EDS de formainstantánea a partir de la localización e in-tensidad epicentral de un sismo, evitando ellargo proceso manual que esto conlleva. Adiferencia del SES-2002, que es una aplica-ción independiente, esta herramienta se in-tegra en un sistema de informacióngeográfica (SIG), en concreto, ArcGIS 10.2.De esta forma será posible interactuar conlos datos obtenidos e integrar, si se desea,la información vectorial resultante comocapas dentro de un SIG. La herramienta seha construido utilizando la aplicación ModelBuilder, que permite crear y automatizar flu-jos de trabajo mediante cadenas de geopro-cesos y comandos, a partir de unos datos deentrada. Añadiendo el modelo a la ArcTool-box de ArcGIS, este puede ser ejecutado di-rectamente tras añadir los datos de entrada(inputs). En pocos minutos se obtienen unaserie de mapas que constituyen los datos delEDS. La metodología que sigue el modeloconsta de tres fases: 1) cálculo de la sacu-dida sísmica; 2) cálculo de daños a edificiosy 3) estimación de daños humanos con lametodología del Applied Technology Coun-cil-13 (ATC-13, 1985) (Fig. 1).

Datos de entrada: inputs.

Los ficheros de entrada necesarios paraejecutar la simulación de un EDS son: 1) Elterremoto en formato vectorial shapefile(.shp) que incluya el punto que representa elepicentro y la intensidad epicentral. 2) Lacartografía litológica como otro .shp, utili-zada para calcular el efecto de sitio. En sutabla de atributos figuran las variaciones quecada litología produce en la intensidad sís-mica según la clasificación de Tinsley y Fumal(1985). 3) Un .shp con los términos munici-pales. En su tabla se agrupan las viviendasde cada término según el periodo de cons-trucción (censo de edificios de 2011 del INE).4) Las matrices de probabilidad de daño, enforma de hoja de cálculo, para estimar losdaños por municipio. Teniendo en cuenta lascaracterísticas de las viviendas y la sismicidadmoderada de la Comunidad Valenciana, sehan empleado las matrices elaboradas por

Chávez et al. (1998) a partir de estudios re-alizados sobre los daños causados en edifi-cios por el terremoto de Irpinia, Italia (1980).Estas matrices clasifican los daños en 6 gra-dos para cada clase de vulnerabilidad de losedificios, desde daño 0, sin daños, al daño 5,que implicaría el colapso de la edificación, enbase a la escala EMS-98. 5) El censo de po-blación de 2011 de cada municipio, obtenidodel INE, en una hoja de cálculo. Estos datosserán necesarios a la hora de calcular losdaños a la población.

En el siguiente enlace se presenta la he-rramienta desarrollada en este artículojunto con todos los ficheros necesarios parasu ejecución: https://web.ua.es/urs/sismo-surs/eds/Modelo_EDS_CV.zip

Metodología

Cálculo de la sacudida sísmica.

El objetivo de la primera fase del mo-delo consiste en calcular la sacudida produ-cida por el terremoto escenario en el áreacircundante, en términos de intensidad sís-mica (EMS-98). Para ello se aplican las leyesde atenuación de Martín Martín (1984)(Pasos 1 y 2, Fig. 1). De esta forma el terri-torio afectado queda dividido en áreas cir-culares concéntricas al epicentro,delimitadas por isosistas, cada una con unvalor de intensidad menor a medida que elradio de las mismas es mayor. Para comple-tar el cálculo de la sacudida es necesario

conocer el efecto de sitio, es decir, las varia-ciones que producen los distintos tipos delitologías en superficie en la propagación delas ondas sísmicas y, por consiguiente, en laintensidad. Estas variaciones se suman a lasintensidades calculadas con anterioridad(paso 3, Fig. 1).

Evaluación de daños a edificios.

Una vez conocida la sacudida sísmica,el modelo contempla la vulnerabilidad sís-mica de cada municipio, relacionada con elgrado de daño esperado en las viviendasante un sismo de intensidad dada. Aunqueexisten distintas metodologías, cuya aplica-ción depende de factores como la actividadsísmica o la cantidad de información dispo-nible en la zona de aplicación, la empleadaen este caso considera que la capacidad delas estructuras para soportar las sacudidassísmicas depende de las característicasconstructivas de las mismas. El modeloasume que estas características dependende la fecha de construcción. En esta herra-mienta se han considerado las cuatro pri-meras clases constructivas de laclasificación de la EMS-98 de Grünthal(1998) (A, B, C y D, de más a menos vulne-rables) por ser las presentes en el territoriovalenciano según el Instituto Valenciano deEdificación (IVE, 2010).

Conociendo el año de construcción delos edificios y el censo de población, ambosdatos de entrada, y aplicando dos matrices

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68 Riesgos geológicos / Geological hazards

Fig. 1- Diagrama que representa de forma sintética las tres fases seguidas por la herramienta diseñadapara la simulación de EDS. Como puede verse en la versión electrónica en color, los datos de entrada semuestran en azul, los de salida en verde y los procesos en amarillo.

Fig. 1- Diagram representing synthetically the three phases followed by the designed tool for SDS simulation.As can be observed at the electronic version in color, input data are shown in blue, output data in greenand processes in yellow.

de distribución de vulnerabilidad, para en-torno rural y urbano en la Comunidad Va-lenciana (IVE, 2010), se puede conocer ladistribución de clases de vulnerabilidad paralos distintos periodos (paso 4, Fig. 1). Paracalcular los daños también se requiere la in-tensidad sufrida en cada municipio. Comoen cada término municipal se darán variosvalores de intensidad debido a las distintaslitologías, el modelo hace una media pon-derada en función del área que ocupe cadavalor de intensidad dentro de los límites delmunicipio (paso 5, Fig. 1). Tras esto se apli-can las matrices de probabilidad de dañode Chávez et al. (1998). Para cada munici-pio se calcula el número de edificios que su-frirán determinado grado de daño paracada clase de vulnerabilidad (paso 6, Fig.1). Finalmente, los 6 grados de daño seagrupan en leves (grados 0+1), moderados(grados 2+3) y graves (grados 4+5) y se ob-tienen los porcentajes de edificios dañados(paso 7, Fig. 1).

Evaluación de daños a la población.

Los daños a la población consideradosson: habitantes que se quedan sin hogar,heridos leves, graves y muertos. Para obte-ner estos datos, el primer paso es calculardel índice de ocupación de cada municipio,es decir, la media de habitantes por edificio(paso 8, Fig. 1). El número de personas sinhogar se obtiene multiplicando este índicepor el número de edificios inhabitables trasel terremoto, que son aquellos con dañosde grado 5, 4 y hasta un 40% de grado 3(pasos 9 y 10, Fig. 1).

Para estimar el número de heridos leves,graves y fallecidos se emplea el método delATC-13 (1985). Los resultados obtenidosde esta forma, pese a ser muy completos yde gran utilidad, solo son orientativos en elcaso de la Comunidad Valenciana. Esto sedebe a que la metodología se ha desarro-llado atendiendo a tipologías constructivasy terremotos de California.

El método se basa en la aplicación decoeficientes de personas afectadas según elgrado de daño en las viviendas, conside-rando incluso los daños más leves produci-dos en estas. El producto del índice deocupación por el número de edificios concada grado de daño dará el número de per-sonas afectadas por cada uno de estos. Fi-nalmente, el resultado se multiplica por elcoeficiente correspondiente, obteniéndoseasí el número de víctimas (paso 11, Fig. 1).

Resultados obtenidos: outputs.

Tras ejecutar la herramienta se obtienencomo resultados finales una serie de carto-grafías, con su correspondiente tabla dedatos asociada, que en su conjunto repre-sentan el EDS correspondiente al terremotoescenario.

En el mapa de sacudida sísmica quedarepresentada la intensidad sufrida en cadapunto alrededor del epicentro (Fig. 2A). Por

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69Riesgos geológicos / Geological hazards

Cálculo de Escenarios de Daños Sísmicos en la Comunidad Valenciana utilizando Model Builder (ArcGIS)

Fig. 2- Ejemplo de los mapas generados por la herramienta diseñada, en este caso aplicada en el sur de la Comunidad Valenciana. A)- Mapa de sacudidasísmica. B), C) y D)- Porcentajes de edificios con daños leves, moderados y graves. E)- Porcentaje de personas sin hogar. F), G) y H)- Porcentaje de heridosleves, graves y muertos. Este EDS corresponde a un terremoto equivalente al de Torrevieja de 1829 de intensidad IX-X. Ver figura en color en la web.

Fig. 2- Example of maps generated by the designed tool. In this case it is applied in the south of Comunidad Valenciana. A)- Seismic shaking map. B), C)and D)- Percentage of buildings with slight, moderate and severe damages. E)- Percentage of homeless. F), G) and H)- Percentage of minor injuries, severeinjuries and deaths. This SDS corresponds to an earthquake equivalent to the one at Torrevieja in 1829 with IX-X intensity. See color figure in the web.

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70 Riesgos geológicos / Geological hazards

otro lado se generan tres mapas que repre-sentan, por municipio, el porcentaje de edi-ficios con cada grado de daño (Figs. 2B, Cy D). Por último se obtiene la cartografía dedaños a la población, compuesta por cuatromapas: porcentaje de habitantes que se hanquedado sin hogar (Fig. 2E), porcentaje deheridos leves y graves (Figs. 2F y G), y por-centaje de muertos (Fig. 2H).

Conclusiones.

La metodología empleada para diseñarla herramienta aquí presentada pone demanifiesto el costoso proceso y la comple-jidad que supone la simulación de EDS.Estos inconvenientes deben minimizarse enuna situación de emergencia sísmica, antela que es preciso estimar de forma rápidalos efectos que ha tenido un terremoto (dis-tribución de intensidades, zonas con másedificios dañados y víctimas, etc.) para asípoder coordinar los servicios de emergenciarápidamente y con la mayor eficacia posible.

Con la aplicación Model Builder de Arc-GIS se ha creado un modelo que realiza deforma automática, a partir de la intensidadepicentral y localización del terremoto,todos los cálculos y geoprocesos necesariospara obtener la sacudida sísmica y la distri-bución espacial de los daños a edificios(leves, moderados y graves) y a la población(personas sin hogar, heridos leves, modera-dos y fallecidos). El resultado es una herra-mienta potente y de gran interés paracualquier estudio orientado a la planifica-ción municipal ante el riesgo sísmico, comopueden ser los Planes de Actuación deEmergencia Municipal. La utilidad de estaherramienta es doble, ya que por un lado

permite estimar a priori los daños de un te-rremoto teórico y, por otro lado, permite alos servicios de Protección Civil conocer demanera inmediata los daños potencialesque un terremoto real haya podido causar,ayudando en la planificación de la res-puesta inmediata. La herramienta está di-señada para su aplicación en la ComunidadValenciana, pero puede ser aplicada a cual-quier entorno geográfico de forma sencilla,adaptando los datos de entrada al formatorequerido. Además, los resultados se repre-sentan como cartografía vectorial (Fig. 2),que puede ser integrada directamente encualquier SIG.

Agradecimientos

Este trabajo ha sido financiado por elproyecto de investigación del MINECOCGL2011- 30153-C02-02, el grupo de in-vestigación de la U. de Alicante VIGROB053,el contrato de investigación de la U. de Jaén2015CL015, el proyecto de investigación dela U. de Jaén UJA2014/06/17 y una Ayudade Máster e Iniciación a la Investigaciónconcedida por el Programa Propio del Vice-rrectorado de Investigación, Desarrollo e In-novación para el fomento de la I+D+i en laU. de Alicante.

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Introduction

Studies on shale tectonics are scarcein comparison with those devoted to salttectonics, although similar geometries canbe formed by the upward movement of aweak sedimentary layer (source layer). Thelower density of the source layer initiallypromotes deformation and flow. Never-theless, the main difference lies on thecontrasting rheology of salt comparedwith shales (e.g. Wood, 2012). Salt usuallymaintains a constant density/depth rela-tion, whereas shales increase their densitywith depth. This variation of density inshales is controlled not only by the claycomposition and transformation duringburial, but also by the compaction trend

and the effects of the interstitial fluids(e.g. Wood, 2012).

Methods of 2D gravity modeling can beused to refine the geometry of large sedi-mentary bodies and estimate their density.In the case of shale diapirs, variations ofaverage composition due to different claymineralogy can be modeled.

With this intention, a gravity model wasmade in the northern margin of the WestAlboran Basin (WAB), where the presenceof mobile shales and mud volcanoes is wellknown (Pérez-Belzuz et al., 1997; Comas etal., 1999; Talukder et al., 2003; Soto et al.,2010; Fig. 1).

Although mud volcanoes in the areahave been sampled and analyzed, thecomposition of the extruded sediments,

the clay-mineralogy and composition ofthe shale diapirs remain unknown be-cause none of the exploration wells drilledthese bodies (Jurado and Comas, 1992;Comas et al., 1999).

Geological Setting

The studied area is located in thenorthwestern margin of the Alboran SeaBasin, behind the front of the Gibraltar Arc.Three main sub-basins have been differen-tiated: the West Alboran Basin (WAB), EastAlboran Basin (EAB), and South AlboranBasin (SAB) (Fig. 1).

The major accumulation of sediments inthe Alboran Basin occurs in the WAB, withup to 8 km of thickness (e.g. Soto et al.,

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2D gravity modeling of shale diapirs in the northern margin of theWest Alboran Basin

Modelado gravimétrico 2D de diapiros arcillosos en el margen norte de la Cuenca Oeste de Alborán

José Luis Sánchez-Roldán1, Juan Ignacio Soto1, 2 and Lorenzo Cascone3

1 Departamento de Geodinámica, Universidad de Granada, Campus de Fuentenueva, 18071, Granada, España. [email protected] Instituto Andaluz de Ciencias de la Tierra (UGR-CSIC), 18071 Granada, España. [email protected]

3 Geophysics Group, Repsol Exploración SA, C/ Méndez Álvaro 44, 28045 Madrid, España. [email protected]

ABSTRACT

Using a regional seismic profile in the northern margin of the West AlboranBasin, a 2D gravity model was made to assess the gravity response of shalestructures in this basin. Time-depth conversion was accomplished taking in-terval velocities from sonic logs measured in the nearby Andalucía G1 well.Free Air gravity anomaly has been the gravity anomaly modeled, extractedfrom a regional dataset. During the 2D gravity modeling, various averagedensities and Moho depths were tested. The best gravimetric adjustment isobtained with a model which comprises seven layers: Plio-Pleistocene suc-cessions (2.00 g/cm3), Miocene successions (2.30 g/cm3), shale diapirs (lowerMiocene) with three layers (2.05, 2.15 and 2.35 g/cm3; from top to bottomand 60% kaolinite and 40% smectite of average composition), crustal base-ment (2.82-2.75 g/cm3) and lithosphere mantle (3.20 g/cm3).

Key-words: shale tectonics, gravity modeling, West Alboran Basin.

RESUMEN

Usando un perfil sísmico regional del margen norte de la Cuenca Oeste de Al-borán se ha realizado un modelo gravimétrico 2D para valorar la respuesta gra-vimétrica de las estructuras arcillosas en esta cuenca. Se realizó una conversióntiempo-profundidad tomando velocidades de intervalo procedentes de veloci-dades sónicas medidas en el pozo Andalucía G1. La anomalía modelada a lolargo de este perfil ha sido la de Aire Libre, extraída de datos regionales. Parael modelo gravimétrico 2D se han ensayado diversas densidades medias de lossedimentos y del basamento, así como la profundidad de la Moho. El mejorajuste gravimétrico se obtiene con un modelo que comprende siete capas: su-cesiones Plio-Pleistocena (2,00 g/cm3), Miocena (2,30 g/cm3), diapiros de arcillade edad Mioceno Inferior constituidos por tres capas (2,05, 2,15 y 2,35 g/cm3;de arriba a abajo y de composición media 60% caolinita y 30% esmectita), ba-samento cortical (entre 2,82-2,75 g/cm3) y manto de la litosfera (3,20 g/cm3).

Palabras clave: tectónica arcillosa, modelado gravimétrico, CuencaOeste de Alborán.

2008). The sedimentary infill of the basin isclassically grouped in 6 seismic-stratigraphicunits (Comas et al., 1999): Unit I (Pliocene-Pleistocene): mostly pelagic marls, muddyturbidites, hemipelagic clays and rare siltysand turbidites. Unit II (Messinian): marineand lacustrine sandy turbidites with fine la-minated sediments and some gypsum andanhydrite levels. Unit III (Tortonian): sands-tones, with claystone and silty clay beds(turbidite facies). Unit IV (Lower Tortonian-Serravallian) and Unit Va (Serravallian-Upper Langhian): graded sand-silt-clayturbidite sequences and turbiditic muds.Unit Vb (Upper Langhian) and Unit VI (Aqui-tanian-Burdigalian): under-compacted sha-les with interbedded sandy and pebbleintervals.

The studied shale diapirs are sourced inUnit VI. Local information from in-situ sam-pling of mud volcanoes (formed by matrix-supported mud breccia with reworked rockclasts) provides compositional data, such as

clay mineralogy or fluid content, and age.Based on the presence of lower Miocenecalcareous nannofossils in the mud matrix,overpressured shales are attributed to theAquitanian-Burdigalian (e.g. Sautkin et al.,2003; Gennari et al., 2013).

Low sonic velocity, together with lowdensity and resistivity values are characte-ristic of Unit Vb and Unit VI (Jurado andComas, 1992). Thermally induced overpres-sures seem to occur within Unit VI, accor-ding to temperature estimate and loggingmodeling (Fernández-Ibáñez and Soto,2017).

Shale Diapirism in WAB

Diapirism in the West Alboran Basin hasbeen documented by many authors (e.g.,Pérez-Belzuz et al., 1997; Comas et al., 1999;Talukder et al., 2003; Soto et al., 2010).

Based on seismic interpretations andcommercial well data in the area close tomud-volcanoes in the northern area of the Di-apiric Province (Perejil and Alhambra mud-volcanoes; Fig. 1), it has been concluded thatthe diapiric structures are rooted in the under-compacted shales from Unit VI and possiblythe lower Unit V (Comas et al., 1999; Talukderet al., 2003).

Shale structures in the northern WABform either isolated elliptical diapirs or elon-gated ridges (or walls) with two perpendiculartrends: SW-NE and NNW-NNE (Fig. 1).

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72 Geophysics / Geofísica

Fig. 2.- Seismic line (A) and interpretation (B) in the northern margin of the WAB. Seismic Units and disconti-nuities follow the seismo-stratigraphy of Comas et al. (1999). Position of the seismic line is shown in figure1. See color figure in the web.

Fig. 2.- Perfil sísmico (A) e interpretación (B) en el margen norte de WAB. Las unidades y discontinuidadessísmicas siguen la sismo-estratigrafía de Comas et al. (1999). La posición de la línea sísmica se indicaen la figura 1. Ver figura en color en la web.

Fig. 1.- Simplified tectonic map of the mobile shale unit (Un. VI) in the northern margin of the WAB. Insetshows the geological setting of the studied area. Gray infill marks the Mud Diapir Province. Shalemigration is indicated by the white arrows. Time contours (1 s twtt) for the upper boundary of Un. VI (R5discontinuity) is also included. Taken from Soto et al. (2010). The modeled seismic profile shown infigure 2 is also included. AD = Alboran Domain; DSDP = Deep Sea Drilling Project; EAB = East AlboranBasin; IF = Iberian Foreland; MD = Maghrebian Domain; ODP = Ocean Drilling Project; SAB = SouthAlboran Basin; SID = South Iberian Domain; WAB = West Alboran Basin. See color figure in the web.

Fig. 1.- Mapa tectónico simplificado de la unidad de arcillas móviles (Un. VI) en el margen norte de laWAB. El recuadro muestra el marco geológico del área estudiada. La trama gris señala la ProvinciaDiapírica de Lodo en el área de estudio. La migración de esta unidad se indica con las flechas blancas. Seincluyen también las líneas de contorno (intervalo 1 s en tiempo doble) para el techo de la Un. VI (dis-continuidad R5). Tomado de Soto et al. (2010). Se señala la posición del perfil sísmico modelado (Fig. 2).AD = Dominio de Alborán; DSDP = Deep Sea Drilling Project; EAB = Cuenca Este de Alborán; IF =Antepais de Iberia; MD = Dominio Magrebí; ODP = Ocean Drilling Project; SAB = Cuenca Sur de Alborán;SID = Dominio Sud-Ibérico; WAB = Cuenca Oeste de Alborán. Ver figura en color en la web.

Seismic Interpretation

A regional seismic reflection profile run-ning NW-SE in the northern margin of theWAB has been selected to model the gravityresponse of shale structures in this basin(Figs. 1 and 2). The studied seismic profilecontains the Andalucía G1 well and showstwo shale diapirs.

The interpretation shown in figure 2 il-lustrates the structural styles of the shalestructures from the margin to the depocen-ter axis (Soto et al., 2010; Fernández-Ibáñezand Soto, 2017). In this direction, marginalSE-dipping growth faults detached alongthe basement-cover (shale) detachment,shale anticlines, walls and a limited al-lochthonous shale-sheet are observed.

A syncline appears in the central areaof the profile being flanked by two major di-apiric forms.

Depth conversion

Time-depth conversion was done usingthe sonic velocities measured in the An-dalucía G1 well (Fernández-Ibáñez andSoto, 2017). The average velocities for UnitVI were estimated in 2500 m/s, which is inagreement with Vp estimates in argillaceoussediments (e.g., Mondol et al., 2007). The

average velocities for the other units are de-tailed in Table I.

2D Gravity modeling

A 2D gravimetric model was performedalong the seismic profile, using Oasis Mon-taj software of Geosoft®. The interpretationof the section using gravity data involvedtwo main stages: depth conversion andmodeling of the formations. This interpreta-tion refinement was achieved by comparingthe synthetic gravity response of the differ-ent test models with the observed gravity.

Gravity data and crustal model

It has been used the Free Air gravityanomaly (track spacing ~285.5 m) takenfrom a regional dataset to model (extractedfrom the satellite model of Sandwell et al.,2014). Figure 3A shows the regional FreeAir gravity anomaly used for this study andthe position of the modeled 2D section. Itshould be taken into account that the gra-vity dataset has a considerable spacing andit has a limited resolution to model small-scale structures.

The Moho depth along the modeled pro-file has been extracted from the compilationmade by Díaz and Gallart (2009) (Fig. 3B).

Various average densities of the diffe-rent sedimentary layers and checking thedensity and geometries of the basement-cover contact and the Moho has been tes-ted using the Oasis Montaj software in aniterative process. The density values to ob-tain a better fit between the model and theobservations is shown in Table I for the dif-ferent units.

Gravity Model

The best gravity model obtained isshown in figure 4, with an average error of4.97%. Seven different layers have beenconsidered: water layer (1.04 g/cm3), Plio-cene and Pleistocene sediments (2.00g/cm3), non-diapiric Miocene sediments(2.30 g/cm3), three sedimentary layers wi-thin the shale diapirs, divided according todepth (2.05, 2.15, and 2.35 g/cm3), crustalbasement (2.75-2.80 g/cm3), and lithos-phere mantle (3.20 g/cm3).

There is a basinwards increase in thethickness of the Neogene to Quaternary se-diments (Units V to I) to ~8 km, which is inagreement with previous estimates (Soto et

al., 2008). The thickness of the mobile sha-les (Unit VI; Lower Miocene) increases ba-sinwards and the downslope shalemigration seems to be blocked by the base-ment high at the SE of the section (corres-ponding to the Site 976 High).

Shale diapirs are rooted in the lowermostsedimentary sequence (Un. VI). It has beenconfirmed the occurrence towards the SE ofa partially-allochthonous shale sheet with alimited horizontal displacement (~5 km).

Although due to the nature of the mo-deled gravity data local anomalies abovethe shale diapirs are not identified, we in-ferred the occurrence of two diapirs with in-creasing densities with depth. Mobile shalesascent up to the Pliocene-Pleistocene boun-dary, at about 1 km depth, piercing in total6-6.5 km of Miocene sediments, which re-sults to be the total high of the shale dia-pirs. Maximum and minimum depths for thebasement occur at ~8 km (in the depocen-ter axis) and between 2 and ~3 km in theNW margin and in the Site 976 basementhigh, respectively.

To model the shale diapirs, the bestgravity model is obtained using three la-yers with average densities of 2.05, 2.15,and 2.35 g/cm3. These values coincide withthe density trend of clay-rich sedimentsformed by a clay fraction with approxima-tely 60% of kaolinite and 40% of smectite(e.g., Mondol et al., 2007). This could bethe clay-fraction composition for the over-pressured shales of Unit VI, complemen-ting the studies of the extruded sedimentsin the associated mud volcanoes (e.g.,Gennari et al., 2013).

With respect to the basement, we inferreda variable density from the margin of the WAB

GEOGACETA, 62, 2017

73Geophysics / Geofísica

2D gravity modeling of shale diapirs in the northern margin of the West Alboran Basin

Fig. 3.- (A) Free Air anomaly contour map (con-tour intervals are 20 mGal) of the NW WAB(taken from Sandwell et al., 2014). (B) Contourmap of the Moho (contour intervals are 2 km)from Díaz and Gallart (2009). It is includedthe position of the modeled profile (Figs. 2and 4).

Fig. 3.- (A) Mapa de contornos de la anomalíade la gravedad de Aire Libre (intervalos cada20 mGal) del área estudiada (tomado deSandwell et al., 2014). (B) Mapa de contornosde profundidades de la Moho (intervalos cada2 km) (Díaz y Gallart, 2009). Incluye la posi-ción del perfil modelado (Figs. 2 y 4).

LayersVp Density

(m/s) (g/cm3)

sea water 1484 1.04

Plio-Pleistocene 2010 2.00

non-diapiric Miocene seds.

2800 2.30

upper shale 2500 2.05

middle shale 2500 2.15

lower shale 2500 2.35

crustal basement n.a. 2.75-2.82

lithosphere mantle n.a. 3.20

Table I.- Vp and densities used in this study. n.a.:not applicable.

Tabla I.- Vp y densidades usadas en este estudio.n.a.: no aplicable.

GEOGACETA, 62, 2017 J.L. Sánchez-Roldán, J. I. Soto, and L. Cascone

74 Geophysics / Geofísica

(2.82 g/cm3) to the basement high of the Site976 (2.75 g/cm3). The first value correspondsto the average density value estimated by Sotoet al. (2008) for the crust in the Betics and Rif.The crustal density reduction towards the SE isin agreement with the occurrence of crustalmelts, like those sampled at ODP Site 976 (e.g.,Comas et al., 1999). The modeled Moho as-cends from 22 km in the margin to about 19km beneath the Site 976 basement high. It isinferred the occurrence of a sharp Moho stepat about 12-13 km of horizontal distance.These values are similar to the geometry de-picted by the model of Díaz and Gallart (2009),differing from the abrupt thinning inferred byauthors like Soto et al. (2008).

Conclusions

(1) We have model a 2D gravity modelcoinciding with a seismic profile in the nor-thern margin of the WAB. The seismic inter-pretation shows two major shale diapirsfed by overpressured shales from the lo-wermost sedimentary unit (Un. VI, Aquita-nian-Burdigalian).

(2) A depth conversion of the interpre-ted profile has been accomplished to con-duct the gravity modeling. The maximumsedimentary thickness of about 8 km isachieved between the two shale diapirs.

(3) The modeled gravity data has beenextracted from a smoothed regional free airgravity anomaly from Sandwell et al. (2014).

The best-fit model is formed by the layers:Plio-Pleistocene sediments (2.00 g/cm3), Mio-cene sediments (2.30 g/cm3), three slices ofLower Miocene shales divided according todepth (2.05, 2.15, and 2.35 g/cm3, from topto bottom), crustal basement (2.75-2.82g/cm3), and lithosphere mantle (3.20 g/cm3).The modeled Moho shallows basinwards,from 22 to 19 km.

(4) The inferred densities for the mobileshales (seismic Unit VI) agree with an ave-rage composition of the clay fraction formedby a mixture of kaolinite (60%) and smec-tite (40%).

Acknowledgements

This work was made possible thanks tothe support of Repsol. We also acknowl-edge ConocoPhillips® for providing the seis-mic line which is the base of this study. IHS®

for providing a Kingdom license andGeosoft® for an Oasis Montaj licensethrough academic agreements with theGranada University. We are indebited to An-tonio Azor and Antonio Olaiz for their com-ments, which have help to improve thispaper. This contribution is part of the Re-search Group RNM-376.

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Fig. 4.- 2D gravity model detailing the different layers and their corresponding density (in g/cm3). Base of the sedimentary infill in the WAB together withthe Moho depth are compared with data from Soto et al. (2008) (1) and Díaz and Gallart (2009) (2), respectively.See color figure in the web.

Fig. 4.- Modelo 2D gravimétrico con las distintos capas y sus correspondientes densidades (en g/cm3). La base del relleno sedimentario en la WAB y la pro-fundidad de la Moho se comparan con datos de Soto et al. (2008) (1) y Díaz y Gallart (2009) (2), respectivamente. Ver figura en color en la web.

Introducción

En las Islas Canarias a unas elevaciones ro-cosas escarpadas, en ocasiones a grandes ras-gos cilíndricas, se les denomina “roques”. Enel sur de la isla de Tenerife destacan una seriede ellos que, en este caso, corresponden a losrestos erosivos de intrusiones de composiciónsálica, traquiandesítica, traquítica o fonolítica,que aparecen atravesando materiales del Edi-ficio volcánico Roque del Conde. Su mineralo-gía principal consiste en: feldespatos(plagioclasa, anortoclasa y sanidina), clinopiro-xenos, anfíboles cálcicos, minerales accesoriosy, en algunos casos, feldespatoides. El objetivo

principal de este trabajo es el estudio de esasrocas intrusivas sálicas desde el punto de vistade su composición mineralógica. Los datos pre-vios existentes sobre estas rocas son de carác-ter general y se deben a Brändle (1973), Bellido(1973) y Hernández-Pacheco et al. (1990).

Marco geológico

El edificio Roque del Conde es uno delos tres grandes edificios volcánicos anti-guos, de edad esencialmente miocena, queconstituyen la isla de Tenerife (Ancochea etal., 1990). Aflora en el SO de la isla en unárea comprendida entre las localidades de

Adeje y San Miguel de Abona. Los materia-les de este edificio, mayoritariamente basál-ticos o traquibasálticos, han sido erosionadosprofundamente y cubiertos por las coladasdel posterior edificio Cañadas, de edad plio-cuaternaria, encontrándose en la actualidadcomo afloramientos aislados (Fig. 1). Atra-vesando los materiales del edificio mioceno,destacando en el relieve de la zona, se en-cuentran varios de esos roques, más resis-tentes a la erosión.

Los roques sálicos están formados por po-tentes acumulaciones de lava de coloraciónclara, estructura masiva y con disyunciones co-lumnares más o menos marcadas. Según Her-

GEOGACETA, 62, 2017




Mineralogía de las rocas intrusivas sálicas del sur dela isla de Tenerife

Mineralogy of the intrusive salic rocks of the south of Tenerife Island

David Sanz-Mangas, María José Huertas y Eumenio Ancochea

Departamento de Petrología y Geoquímica. Facultad de Ciencias Geológicas. Universidad Complutense de Madrid. 28040 Madrid.

[email protected]; [email protected]; [email protected]

ABSTRACT

At the south of Tenerife island on the Miocene Roque del Conde OldEdifice emerge various domed structures that form singular morphologiesof “roques”. They are trachyandesites, trachytes and phonolites composedby phenocrysts of feldspars and clinopyroxenes , occasionally with amphi-boles and feldspathoids in a groundmass of similar composition. Feldsparsare essentially sodium-rich sanidine and anorthoclase. Plagioclase is res-tricted to trachyandesitic rocks. Clinopyroxenes have a strong variation intheir composition and can be observed an enrichment in the FeO contentwith the most evolved rocks. Generally, clinopyroxenes are diopside andaugite, whereas hedenbergites appear in trachytic rocks. In some of the ro-ques clinopyroxenes are egirinic. Amphiboles are frequently transformed toanhydrous minerals and have a broad compositional range: magnesium-hastingsites, pargasites, ferropargasites and kaersutites. Feldspathoids arerestricted to phonolites and are nephelines and sodalites. It has been de-termined the formation conditions of mafic minerals: temperatures around1000ºC for amphiboles and 870ºC for clinopyroxenes with similar pressurefor both (around 3kbar) , which indicate that these rocks could have beenformed in low deep crust levels of the island.

Key-words: Tenerife, old edifices, salic rocks, mineralogy.

RESUMEN

En el Edificio mioceno de Roque del Conde, en el sur de la isla de Tenerife,aparecen varias estructuras abovedadas que dan lugar a singulares morfologíasde “roques”. Se trata de traquiandesitas, traquitas y fonolitas constituidas porfenocristales de feldespatos y clinopiroxenos y, ocasionalmente también de anfí-boles y feldespatoides, en una matriz de similar composición. Los feldespatosson esencialmente anortoclasas y sanidinas ricas en sodio, estando las plagio-clasas restringidas a las rocas traquiandesíticas. Los clinopiroxenos son muyvariados composicionalmente, observándose un enriquecimiento en el conte-nido en FeO de los mismos a medida que la roca es más evolucionada. Engeneral, se trata de diópsidos y augitas, siendo hedenbergitas en las rocas tra-quíticas. En algunos de los roques los piroxenos son egirínicos. Los anfíbolesestán frecuentemente transfomados a minerales anhidros y son bastante varia-dos: magnesio-hastingsitas, pargasitas, ferropargasitas y kaersutitas. Losfeldespatoides aparecen sólo en las fonolitas y son nefelinas y sodalitas. Se handeterminado las condiciones de formación de los minerales máficos, obtenién-dose temperaturas de unos 1000ºC para los anfíboles y 870ºC para lospiroxenos y presiones similares para ambos (unos 3kbar) lo que indicaría queestas rocas se habrían formado en los niveles inferiores de la corteza de la isla.

Palabras clave: Tenerife, edificios antiguos, rocas sálicas, mineralogía.

nández Pacheco et al. (1990) son intrusionesdomáticas, en las que no siempre puede obser-varse su estructura en detalle, ni sus relacionescon el encajante. Se han distinguido seis aflo-ramientos de rocas intrusivas sálicas: roque fo-nolítico de Jama, El roque (traquiandesítico),roque traquiandesítico y fonolítico de Vento,roque fonolítico de Higara, roque traquítico deMalpaso y domo traquítico de Adeje (Fig. 1).

Mineralogía

Los minerales más abundantes en estasrocas son los feldespatos alcalinos, que apa-recen en fenocristales, microfenocristales ycomo constituyente fundamental de la ma-triz. Están en todos los roques estudiados yson sanidinas y anortoclasas. La sanidinapresenta, en su mayor parte, maclas simplesy tiene composiciones ricas en sodio, entreOr*30 y Or*56 (Or* = Or x 100 / (Or+Ab)).En la anortoclasa se pueden apreciar ma-clas diferentes, como en doble dirección,sobre todo en los fenocristales. Su compo-sición varía de Or*14 a Or*28 (Fig. 2).

La plagioclasa es especialmente fre-cuente en las rocas traquiandesíticas (ElRoque y facies traquiandesítica de RoqueVento) y en algunas fonolíticas (como Hi-gara). Aparece como fenocristales con ma-clas polisintéticas y zonados bien marcadosy dispersa por la matriz en microlitos. Setrata de labradoritas con bordes de ande-sina, andesinas y albitas, con composicióndesde An56Ab44 a An7Ab92. En las traquian-desitas son labradoritas y andesinas, mien-tras que en las fonolitas son andesinas,oligoclasas y albitas (Fig. 2).

El clinopiroxeno es el mineral máficomás abundante y otro de los minerales om-nipresentes en estas rocas, tanto en feno-cristales, como en la matriz, de la que esconstituyente fundamental. Es el segundofenocristal más abundante tras los feldes-patos alcalinos. Aparece como fenocristalesidiomorfos zonados (Fig. 3) y en cristalesidiomorfos y subidiomorfos dispersos por lamatriz. Sus bordes suelen presentarse lige-ramente alterados. Presenta una amplia va-riedad composicional (Fig. 4), siendo de tipoaugita y diópsido (Wo48-43En25-31Fs25-19) enlas traquiandesitas; diópsido (Wo49-43En25-44Fs25-11), en ocasiones con bordes de augita(Wo44-38En33-21Fs23-41) en las fonolitas (Ro-ques de Jama, Vento e Higara) y finalmentehedenbergita (Wo42-47En16-23Fs40-30) con bor-des de augita en la traquita de Malpaso.Roque de Jama es la única roca intrusiva en

la que además aparecen augitas egirínicasy egirinas (WEF58-14 Jd2 Ae40-84) macladas ycon frecuencia fracturadas.

La composición de los clinopiroxenosvaría en función de la composición de laroca a la que pertenecen, observándose unatendencia general a la disminución del con-tenido en enstatita con el aumento de la di-ferenciación, siendo las traquiandesitas deRoque Vento las que tienen los clinopiroxe-nos más ricos en Mg y las traquitas de Mal-paso las que los tienen más ricos en Fe.

Otro de los máficos que aparecen enestas muestras es el anfíbol. Está presentecomo mineral fresco en los Roques de Higaray Vento, mientras que en los demás aparecetransformado a minerales anhidros. Su ta-maño varía de forma gradual desde fenocris-tal a microfenocristal. Pueden encontrarseincluidos en otros fenocristales y suelen pre-sentar zonado composicional de núcleo aborde. Su composición varía de unos roquesa otros e incluso dentro del mismo roque. Sontodos anfíboles cálcicos (Leake et al., 2004).Se han encontrado ferropargasitas, magne-sio-hastingsitas, pargasitas y kaersutitas.

En los roques fonolíticos se han identifi-cado dos tipos de feldespatoides: nefelinas,que se encuentran en todos ellos, y sodalitas,que se han localizado en los Roques de Jamay Vento (Fig. 5). La nefelina aparece en feno-cristales y microfenocristales tabulares y/ocuadrangulares. Tienen una gran variedad detamaños, siendo el fenocristal que presentamayor talla (hasta 2-3 mm). Se caracteriza porsu destacado hábito idiomorfo, sin apenassíntomas de alteración a minerales secunda-rios. Se puede encontrar en fenocristales in-dividuales o formando agregados. Presentauna composición bastante homogénea (Ne80-83,Ks11-12 y Q5-9) (Fig. 5) y con frecuencia incluyeotros minerales como anfíboles, piroxenos yminerales accesorios. En la matriz forma cris-tales alotriomorfos apenas distinguibles conel microscopio petrográfico.

La sodalita, volumétricamente es más es-casa que la nefelina y sólo se ha encontradoen la matriz. Lo más destacable de su com-posición es su contenido en flúor que varíaentre el 3% y el 7%. En el Roque Vento la so-dalita es más cálcica (2,5% de CaO) que enJama (CaO < 0,5%).

GEOGACETA, 62, 2017 D. Sanz-Mangas, M.J. Huertas y E. Ancochea

76 Petrología y Geoquímica / Petrology and Geochemistry

Fig. 1.- Afloramientos del Edi-ficio Roque del Conde (ba-sado en la cartografíaMAGNA del IGME, 1978; coor-denadas UTM WGS84 28R): 1:Coladas básicas del EdificioRoque del Conde. 2: Rocas sá-licas asociadas al EdificioRoque del Conde. 3: Unidadespost-Roque del Conde. 4: Di-ques. Ver figura en color en laweb.

Fig. 1.- Rocky outcrops ofRoque del Conde Edifice(Based on MAGNA carto-graphy from IGME, 1978; UTMcoordinates WGS84 28R): 1:Basaltic flows of Roque delConde Edifice. 2: Salic rocksassociated with Roque delConde Edifice. 3: Post-Roquedel Conde units. 4: Dykes. Seecolor figure in the web.

Fig. 2.- Composiciónde los feldespatos delos distintos roques(Diagrama de clasifi-cación de Deer et al.,1992). Ver figura encolor en la web.

Fig. 2.- Feldspar com-position of the Intru-sive salic rocks (clas-sification diagram ofDeer et al., 1992). Seecolor figure in the web.

Los minerales accesorios son muy variadosen estas rocas. Se trata sobre todo de esfenas,apatitos y óxidos de hierro y titanio. Los apatitosy las esfenas son especialmente abundantes enlas fonolitas (Jama, Vento e Higara). Las esfenastienen una composición muy similar en todoslos afloramientos, con contenidos entre el 35%y 37% de TiO2. Los apatitos son en todos loscasos ricos en flúor (fluorapatitos) (XF/XOHentre 1,3 y 18,9). Los óxidos de Fe y Ti pertene-cen a la serie ilmenita-ulvoespinela, se trata ensu mayor parte de titanomagnetitas.

Geotermobarometría

Se ha realizado una estimación de lascondiciones de formación de estas rocas apartir de la composición de los clinopiroxe-nos, los anfíboles cálcicos y las nefelinas.

Geotermobarometría basada en anfíboles

Hammarstrom y Zen (1986); Hollister et al.(1987); Johnson y Rutherford (1989), y Schmidt(1992), entre otros, señalan que existe una re-lación empírica entre la presión de cristaliza-ción de rocas plutónicas calcoalcalinas y elcontenido de Al total de las hornblendas (enbase a 23 oxígenos). Hammarstrom y Zen(1986) proponen también un geotermómetro,basado en el contenido en Ti de los anfíboles.Más recientemente, Ridolfi y Renzulli (2012)han propuesto un nuevo termobarómetro,mucho más complejo, válido también para an-fíboles ricos en Mg y Ca en magmas alcalinos,con bastantes restricciones en cuanto a la com-posición de los mismos.

En la tabla I y en la figura 6 se resumela aplicación de esos geotermobarómetrosa los anfíboles de los roques sálicos del surde Tenerife. Con los geotermobarómetrosclásicos se obtiene que las kaersutitas delos Roques Vento e Higara se habrían for-mado a temperaturas similares (1045-1047ºC, Hammarstrom y Zen, 1986), y amayor presión en Higara (media de los dis-tintos autores: 7,2 kbar) que en Vento(media: 5,4 kbar). Por otro lado, las parga-sitas y hastingsitas del Higara se habríanformado a menor P y T (6,5 kbar y 997ºC)que las kaersutitas del mismo roque.

Con el geobarómetro de Ridolfi y Renzulli(2012), el más adecuado para estas rocas al-calinas, se obtienen temperaturas algo másbajas que con los otros geotermómetros(media 1027ºC), aunque dentro del margende error del método (22ºC), pero sobre todo,lo más significativo es que se obtienen pre-siones mucho menores entre 2,9 y 4,7 kbar.

Geotermobarometría basada enpiroxenos

El termobarómetro más utilizado en rocasvolcánicas, basado en la composición de los cli-nopiroxenos, es el de Putirka (2008). Más re-cientemente Massotta et al. (2013) proponenuno nuevo específicamente para clinopiroxe-nos de rocas alcalinas evolucionadas (fonolitasy traquitas), como las de los roques, y reajustanlas ecuaciones de Putirka (2008). El termoba-rómetro de Massotta et al. (2013) se basa enel equilibrio entre el clinopiroxeno y el líquido.El termómetro se obtiene a partir de la formu-lación en la reacción de intercambio Di-Hd-Jd(diópsido-hedenbergita-jadeíta). Mientras quela barometría se calibra utilizando la depen-dencia de la jadeíta con la presión en relacióna la proporción de Na y Al, combinados con elvolumen parcial molar de la jadeíta en el cli-nopiroxeno (Putirka et al., 1996).

En la figura 7 se reflejan los resultadosobtenidos para los clinopiroxenos, que cum-plen las condiciones de equilibrio con el ter-mobarómetro de Massotta et al. (2013) yen la tabla II las condiciones medias paracada afloramiento (valores obtenidos a par-tir del programa de cálculo de Masotta etal., 2013). Los clinopiroxenos se habríanformado entre 2,3 y 3,8 kbar (media 3,0kbar) y a temperaturas de entre 801ºC y948ºC (media 872ºC). Los clinopiroxenos deEl Roque, Jama y Vento se habrían formadoa mayor presión y temperatura que los deHigara y Malpaso, y los de Vento en el

mismo rango de presión que sus anfíboles.Las nefelinas son de cristalización más

tardía. Los elevados contenidos en cationesde Si libres de las mismas (Fig. 5) reflejanelevadas temperaturas de formación (700ºa 875ºC Hamilton, 1961).

Conclusiones

Las rocas sálicas que forman los roques delsur de la isla de Tenerife, están compuestas fun-

GEOGACETA, 62, 2017

77Petrología y Geoquímica / Petrology and Geochemistry

Mineralogía de las rocas intrusivas sálicas del sur de la isla de Tenerife

Fig. 3.- Imagen de BSE (Back-Scattered Elec-tron): Roque de Higara: Muestra 58335: Fe-nocristal de clinopiroxeno con zonadoscomposicionales.

Fig. 3.- BSE Image (Back-Scattered Elec-tron): Roque of Higara: sample 58335 Cli-nopyroxene phenocryst with compositionalzones.

Fig. 4.- Diagramas de clasificación de los clinopiro-xenos de los diferentes roques (Morimoto et al.,1988). Ver figura en color en la web.

Fig. 4.- Classification diagrams of clinopyroxenesfrom different roques (Morimoto et al., 1988). Seecolor figure in the web.

Fig. 5.- Composición de las nefelinas de los roquesde Jama y Vento (Hamilton, 1961). Ver figura encolor en la web.

Fig. 5.- Nepheline composition of Jama and Vento(Hamilton, 1961). See color figure in the web.



damentalmente por feldespatos alcalinos. Apa-recen tanto en fenocristales como en la matriz.Son sanidinas con composiciones entre Or*30 yOr*56 y anortoclasas (Or*14 a Or*28). Las plagio-clasas se encuentran en las rocas menos evo-lucionadas (traquiandesitas de Roque Vento yEl Roque) y son labradoritas con bordes de an-desina, andesinas y oligoclasas. En las rocasmás evolucionadas las plagioclasas o no apa-recen o son albitas, oligoclasas y andesinas. Elclinopiroxeno es el mineral máfico más abun-dante y se encuentra en todas las rocas. Apare-cen como fenocristales y en la matriz, ypresentan una amplia variedad composicional,siendo de tipo diópsido y augita en las traquian-desitas, en las fonolitas diópsido, ocasional-mente con bordes de augita, y henderbergitacon bordes de augita en las traquitas.

Los anfíboles se encuentran en los roquesde Jama, Higara y Vento; bien frescos o bientransformados a otros minerales anhidros. Conun tamaño variado y normalmente zonados, sontodos anfíboles cálcicos, que pueden variar com-posicionalmente dentro de un mismo roque. Sehan encontrado ferropargasitas, magnesio-has-tingsitas, pargasitas y kaersutitas. Los feldespa-toides son de tipo sodalita con hasta un 7% deflúor y, sobre todo, nefelina rica en K2O.

Se ha estimado la temperatura y presiónde formación de algunas de las principalesfases minerales. Para los anfíboles se han ob-tenido temperaturas de formación entre980°C y 1050°C y presiones de entre 2,5 y 4kbar. Los clinopiroxenos se han formado amenor temperatura (entre 800°C y 950°C) ysimilares presiones: entre 2,3 y 3,8 kbar. Estosdatos parecen indicar que estos magmas di-ferenciados se habrían formado entre unos 8y 12 km de profundidad, lo que, para esta isla,correspondería a niveles corticales profundos(Watts et al., 1997).

Agradecimientos

Este trabajo forma parte del proyectoCGL2012-32135. Los datos de química mine-ral se han obtenido en el Centro Nacional deMicroscopía Luis Bru de la Universidad Com-

plutense de Madrid. Nuestro agradecimiento alos revisores (anónimo y A. Ahijado).

Referencias

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Fig. 6.- P y T de formación de los anfíboles (Ham-marstrom y Zen 1986: Ridolfi y Renzulli, (2012) ).Ver figura en color en la web.

Fig. 6- P-T conditions of amphiboles formation(Hammarstrom and Zen, 1986: Ridolfi and Renzulli(2012) . See color figure in the web.

Fig. 7.- P y T de formación de los clinopiroxenos(Massotta et al., 2013). Ver figura en color en la web.

Fig. 7- P-T conditions of clinopyroxene formation(Massotta et al., 2013). See color figure in the web.

T(ºC) P(kbar)El Roque 932 3,1Jama 890 3,5Vente 890 3,3Higara 844 2,3Malpaso 803 2,8Media 872 3,0

Tabla II.- Valores medios de P y T calculados apartir de los piroxenos de los roques.

Table II.- P-T average values calculated fromthe roques pyroxenes.

Hammarstrom y Zen Hollister et al.Johnson y

Schmidt Ridolfi y (1986) (1987)

Rutherford(1992) Renzulli (2012)(1989)

TºC P kbar P kbar P kbar P kbar TºC P kbar

Higara: 1047 7,3 7,8 6,0 7,6 1025 4,7kaersutitas

Higara: pargasitas y 997 6,5 6,9 5,3 6,9 980 3,8hastingitas

Vento: 1045 5,5 5,8 4,5 5,9 1027 2,9kaersutitas

Tabla I.- Valores medios de P y T calculados a partir de los anfíboles de Higara y Vento.

Table I.- P-T average values calculated from Higara and Vento amphiboles.

Introducción

En el sur de la isla de Tenerife destacanunas elevaciones rocosas muy escarpadas,que en Canarias reciben el nombre de “Ro-ques” y que, en este caso, representan losrestos erosivos de intrusiones de composi-ción sálica. Se trata de rocas que presentanbastante variedad composicional. Variedadque no sólo se da entre un roque y otro,sino incluso, en algunos casos, dentro delmismo roque. El objetivo principal de estetrabajo consiste en la caracterización geo-química de esas rocas y en el estudio de suvariabilidad y origen.

Marco geológico

En el SO de Tenerife se encuentra el Edi-ficio Antiguo Roque del Conde, uno de lostres grandes edificios miocenos que consti-tuyen la isla (Ancochea et al., 1990).

Los materiales de este edificio, mayori-tariamente basálticos o traquibasálticos,han sido erosionados intensamente y cu-biertos por las coladas del posterior edificioCañadas, de edad plio-cuaternaria, encon-trándose en la actualidad como afloramien-tos aislados.

Atravesando a esos materiales basálti-cos existen varias intrusiones sálicas que

dan lugar a “roques” (Hernández Pachecoet al., 1990) y que constituyen uno de losrasgos más característicos del paisaje delsur de Tenerife. En total son seis los aflora-mientos de este tipo: el Roque de Jama, Elroque, el Roque de Higara, el Roque Vento,el Roque de Malpaso y el Domo de Adeje(Fig. 1). Detalles sobre su petrografía y com-posición mineral se hallan en Sanz-Mangaset al. (2017).

Composición química

Bellido (1973) analizó los elementosmayores de algunos de estos roques. Por su

GEOGACETA, 62, 2017




Geoquímica de las rocas intrusivas sálicas del sur dela isla de Tenerife

Geochemistry of the intrusive salic rocks of the southof Tenerife Island

David Sanz-Mangas, María José Huertas y Eumenio Ancochea

Departamento de Petrología y Geoquímica. Facultad de Ciencias Geológicas. Universidad Complutense de Madrid. 28040 Madrid.

[email protected]; [email protected]; [email protected]

ABSTRACT

In Roque del Conde Old Edifice at the south of Tenerife Island thereare domatic structures called “roques” that are formed by intrusive salicrocks of acidic and intermediate compositions, and alkaline and stronglyalkaline: trachyandesites, phonolites and trachytes. Some of the roquesare compositionally homogeneous whereas others have a compositionalvariation in different zones. Trachyandesites follow a lineal pattern withthe most basic rocks of Roque del Conde edifice and have been formedby a process of fractional crystallization. Trachytes and phonolites followdifferent patterns from the former. They are essentially controlled byfractional crystallization processes, where plagioclase and K-feldsparsare the main removed phases. Accessory phases like Ti-magnetite,sphene and apatite, or amphibole have also an important role in theseprocesses.

Key-words: Tenerife, old edifice, salic rocks, geochemistry.

RESUMEN

En el sur de la isla de Tenerife, en el Edificio Roque del Conde, seencuentran estructuras en forma de domo denominadas “Roques”, for-madas por rocas intrusivas sálicas de composiciones ácidas e intermedias,fuertemente y moderadamente alcalinas: traquiandesitas, fonolitas y tra-quitas. Algunos de los roques son homogéneos composicionalmente,mientras que otros varían de composición de unas zonas a otras. Las tra-quiandesitas siguen pautas composicionales lineales con las rocas másbásicas del edificio Roque del Conde y parecen haberse formado por unproceso de cristalización fraccionada relativamente sencillo y continuo.Las traquitas y las fonolitas siguen pautas composicionales diferentes alas anteriores. Están también esencialmente controladas por procesos decristalización fraccionada, en los que las plagioclasas y los feldespatospotásicos, en diferentes proporciones según los casos, son las fases prin-cipales extraídas. Las fases accesorias, como la titanomagnetita, la esfenay el apatito, y el anfíbol han tenido también un papel importante en estosprocesos.

Palabras clave: Tenerife, edificio antiguo, rocas sálicas, geoquímica.

parte, Thirlwall et al. (2000) analizaron ele-mentos mayores y algunos traza de lasrocas de todo el edificio Roque del Conde,incluyendo dos de los roques sálicos. Se hananalizado ahora 57 elementos mayores ytraza en ocho rocas representativas detodos los roques. Se trata de rocas fuerte omoderadamente alcalinas, ácidas e interme-dias: fonolitas, traquitas y traquiandesitas(benmoreitas) (Fig. 2). La variación compo-sicional en cada uno de los roques no sueleser muy importante, excepto en RoqueVento donde aparecen dos facies muy dife-

rentes, una central fonolítica y otra tra-quiandesítica bandeada situada en el borde.En Jama las fonolitas tienen también dife-rencias en alcalinidad.

Todas las rocas estudiadas son muyevolucionadas, pudiendo distinguirse tresgrupos. Las traquiandesitas constituyen ElRoque y la facies bandeada de RoqueVento; las fonolitas aparecen en la faciescentral de Roque Vento y en los Roques deJama e Higara y las traquitas en el Roquede Malpaso y en el Domo de Adeje. EnAdeje, Jama e Higara algunas de las rocasson peralcalinas, pero otras facies de Jama

y El Roque son peralumínicas. El resto de lasrocas analizadas son metalumínicas.

Elementos mayores

Considerando todo el conjunto de rocasdel edificio Roque del Conde se observaque, de forma general, con el aumento enSiO2 o la disminución del MgO, aumentannotablemente el Al2O3, el Na2O y el K2O(Fig. 3), mientras que disminuyen de formamarcada FeO, Fe2O3, CaO y TiO2. El P2O5 au-menta al principio y luego disminuye. Lastraquitas son las más ricas en SiO2 y máspobres en CaO.

Sin embargo, estas variaciones no sonhomogéneas, sino que en muchos de loselementos se aprecian variaciones en suspautas que reflejan cambios en los procesosde evolución. En los diagramas del MgO sereconoce un primer tramo correspondientea las rocas menos evolucionadas con MgO>5%; un segundo tramo con MgO entre 2 y5%; y el último tramo, por debajo del 2%,al que pertenece las muestras de los roques.La primera inflexión es especialmente des-tacable en diagramas como MgO-CaO yMgO-TiO2 y la segunda, menos evidente, enMgO-Al2O3 (Fig. 4).



Fig. 3.- Diagramas de variación SiO2 frente a Na2O y K20 Símbolos: ver figura 2, los asteriscos repre-sentan los datos de Roque del Conde de Thirlwall et al. (2000). Ver figura en color en la web.

Fig. 3.- Variation diagram of SiO2 vs Na2O and K20. Symbols:see figure 2. Asterisks represent Roquedel Conde data from Thirlwall et al. (2000). See color figure in the web.

Fig. 1.- Situación de los Roques sálicos del Surde Tenerife. Ver figura en color en la web.

Fig. 1.- Position of salic rocks intrusions of thesouth of Tenerife. See color figure in the web.

Fig. 4.- Diagramas de variación MgO frente a Al2O3, CaO y TiO2. Símbolos: ver figura 2 y 3. Ver figura en color en la web.

Fig. 4.- Variation diagram of MgO vs Al2O3, CaO y TiO2. Symbols: see figure 2 and 3. See color figure in the web.

Fig. 2.- Proyección de las rocasdel Edificio Roque del Conde enel diagrama TAS de la IUGS (LeBas et al., 1986). Ver figura encolor en la web.

Fig. 2.- Roque del Conde rock pro-jection at TAS diagram (Le Bas etal., 1986). See color figure in theweb.

Considerando exclusivamente los ro-ques, se puede reconocer que entre las tra-quiandesitas y las traquitas, la mayor partede los elementos mantienen las pautas devariación de las rocas más básicas del edi-ficio. Sin embargo, las rocas fonolíticas seseparan claramente de esa tendencia gene-ral, con un notable aumento en el contenidoen Al2O3, Na2O y K2O y empobrecimientosen CaO, FeO, MgO y MnO, con el aumentoen SiO2.

Elementos traza

En los elementos traza se observa queel contenido en Zr, Rb, Ba, Sr, Th, U, y REEaumenta de las traquiandesitas a las traqui-tas, manteniéndose, en general, las pautasde las otras rocas del edificio. Sin embargo,no sucede lo mismo en las fonolitas, en lasque los contenidos en Sr, Ba, Y y REE dismi-nuyen notablemente, mientras que Rb, Th,Zr y Ga aumentan mucho más que en lastraquitas.

Los diagramas de tierras raras (Fig. 5)evidencian que todas las rocas tienen unmarcado enriquecimiento en tierras raras li-geras (LREE), superior a 100 veces los valo-res condríticos, y un empobrecimiento entierras raras pesadas (HREE), entre 8 y 20veces la condrita. Se observan dos tipos depautas, una la de las traquiandesitas y latraquita de Adeje, con una pendiente agrandes rasgos continua y otra la de la tra-quita de Malpaso y las fonolitas con unaforma cóncava característica.

Petrogénesis

El principal proceso petrogenético queha dado lugar a la variedad de lavas de Te-nerife ha sido la cristalización fraccionada.

Ese es el caso de los Edificios Antiguos(p.ej.,Thirwall et al. 2000), del edificio Ca-ñadas (p.ej., Brändle, 1973) o del edificioTeide – Pico Viejo (p.ej., Ablay et al., 1998).En general, este proceso explica bastantebien la variabilidad de las rocas básicas eintermedias, pero tiene algunos problemasen el caso de las rocas más evolucionadas(traquitas y fonolitas), para las que se hansugerido mecanismos más complejos o laactuación conjunta de la cristalización frac-cionada con otros procesos, como asimila-ción, contaminación, fusión parcial de rocasmáficas, transferencia gaseosa, etc. (p.ej.,Legendre et al., 2005).

En los roques, los elementos que másse enriquecen, son los más incompatibles:el Rb, Th, U, Zr y Hf. En los diagramas queenfrentan dos elementos incompatiblescomo el Rb-Th (Fig. 6) o Nb-Zr, las rocas sealinean en una recta con el origen, tanto enlas traquitas, como en las fonolitas, indi-cando que se pueden descartar los procesosde contaminación o la mezcla de magmas(Treuil y Joron, 1975; Allegre y Minster,1978).

En diagramas en los que se enfrentanun elemento incompatible frente al mismopartido por uno moderadamente incompa-tible, como el Th-Th/La o el Rb-Rb/Ce se ob-serva como los roques y las muestras deThirlwall et al. (2000) no se alinean con elorigen, lo que confirmaría que están rela-cionados por mecanismos de cristalizaciónfraccionada (Treuil y Joron, 1975; Allegreand Minster, 1978).

En las rocas con MgO > 5% (basaltos ytraquibasaltos), se observa con la disminu-ción del MgO una drástica disminución deNi y Cr, lo que implica una cristalización im-portante de olivino y clinopiroxeno. El no-table aumento en Al2O3 implica que laplagioclasa no interviene en esa fase de laevolución. Que el contenido en CaO semantenga, sin intervenir la plagioclasa, con-

firma la participación de clinopiroxeno, perocon el olivino. Las rocas con contenidos enMgO entre 5% y 2% (traquiandesitas ba-sálticas) tienen un comportamiento dife-rente: disminuye bruscamente el FeO, el TiO2

y el CaO, mientras que Al2O3 y Na2O siguencreciendo. Esto indica una escasa participa-ción de plagioclasa y que el clinopiroxenopasa a ser la fase principal, acompañada delos óxidos de hierro y titanio. El fósforo quese había mantenido constante en las rocasmás básicas, ahora aumenta bruscamente,indicando que el apatito deja de interveniren esta segunda fase de la evolución. Latercera fase de la diferenciación afecta a lasrocas con menos del 2% de MgO: a las delos roques. En ellas la mayor parte de loselementos tienen comportamientos varia-dos y diferentes de unas rocas a otras.

En la figura 7 se representan los conte-nidos en elementos traza de las muestrasde los roques normalizadas a la roca de losroques menos evolucionada (la traquiande-sita de Roque Vento). Se representan porseparado los tres grupos de rocas mencio-nados: en la parte superior la traquiandesitade El Roque y la fonolita de Roque Vento,en la intermedia las otras fonolitas y en lainferior las traquitas. En general, se apreciantres marcadas anomalías negativas en Ba,Sr, P y Ti.

En el caso de las traquitas la notableanomalía negativa en Sr se explicaría poruna importante extracción de plagioclasa yla anomalía en Ba implicaría también la ex-tracción feldespato potásico. La anomalíanegativa en P indicaría una extracción deapatito, que también se aprecia en lasLREE, siendo ésta más acusada en Malpasoque en Adeje. Además la traquita de Mal-paso tiene ligeras anomalias negativas enTa y Ti originadas posiblemente por la ex-tracción de esfena.

Las fonolitas de Higara y Jama tienenanomalías similares a las de las traquitas,pero con significativas diferencias: la ano-malía en Ba es mucho mayor y la de Srmenor, por lo que, en estas fonolitas, la ex-tracción de plagioclasa es menos impor-tante, siendo mayor la del feldespatopotásico. Los mayores empobrecimientos enTa (Nb) y Ti implican una mayor participa-ción de la esfena, al igual que del apatitoque genera mayores empobrecimientos enP y REE.

La fonolita de Vento presenta un com-portamiento diferente, con pequeñas ano-malías en Ba y Sr, lo que implicaría la escasa

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81Petrología y Geoquímica / Petrology and Geochemistry

Geoquímica de las rocas intrusivas sálicas del sur de la isla de Tenerife

Fig. 5.- Contenido en REE de las muestras de los ro-ques, normalizadas a la condrita de Nakamura(1974). Símbolos como en las figuras 2 y 3. Ver fi-gura en color en la web.

Fig. 5.- REE content of studied samples normalizedto chondrite of Nakamura (1974). Symbols: see fi-gures 2 and 3. See color figure in the web.

Fig. 6.- Diagrama Th-Rb. Símbolos como en fi-guras 2 y 3. Ver figura en color en la web.

Fig. 6.- Th-Rb diagram. Symbols: see figures 2 and 3.See color figure in the web.



extracción de feldespatos. La marcada ano-malía negativa en Ta y Nb indicaría la parti-cipación de la esfena y la menor anomalíade P indicaría la escasa participación delapatito.

La forma cóncava de los espectros deREE (Fig. 5) puede ser debida a la extracciónde anfíboles y/o apatitos.

Conclusiones

Los roques sálicos del sur de la isla deTenerife tienen diferencias composicionalesmarcadas tanto de unos a otros, como den-tro del mismo roque. Se trata de rocas tra-quiandesíticas, traquíticas y fonolíticas,tanto peralcalinas, como metaalumínicas eincluso, en algún caso peralumínicas.

El Roque de Malpaso y el Domo deAdeje están formados por traquitas, ElRoque y la facies de borde de Roque Ventoson traquiandesíticos y la facies central deRoque Vento y los Roques de Jama e Higarason fonolíticos.

Las rocas que constituyen el edificioRoque del Conde siguen pautas homogé-neas en sus términos básicos e intermedios.

Sin embargo, esas pautas son mucho másvariadas cuando se llega a los términos másevolucionados (los roques objeto de estudiode este trabajo). Las traquiandesitas y lastraquitas siguen pautas similares a las delresto de las rocas básicas e intermedias deledificio. Las fonolitas se desmarcan de lapauta general, con aumentos muy notablesen Na2O y K2O, empobrecimientos en CaO,FeO, MgO y MnO y dispersión en el conte-nido de muchos de los elementos traza.Existe un enriquecimiento continuo en lasREE, de basaltos a traquiandesitas y a la tra-quita de Adeje, con pautas rectilíneas y conmayores enriquecimientos en LREE que enHREE. El espectro de REE del resto de lasrocas sálicas presenta una forma cóncavacaracterística, originada posiblemente porextracción de apatito y/o anfíbol.

El proceso que ha controlado la forma-ción de los diferentes tipos rocosos del edi-ficio Roque del Conde ha sido esencialmentela cristalización fraccionada. Éste ha sidocontrolado por clinopiroxeno y olivino en eltránsito de basaltos a traquibasaltos; clino-piroxeno y plagioclasa en el tránsito a tra-quiandesitas; y plagioclasa y feldespatos

potásicos en el tránsito de traquitas y fono-litas. La participación de fases accesoriascomo Ti-magnetita fue importante en los pri-meros estadios de la fraccionación, mientrasque la esfena y el apatito lo fueron en losúltimos estadios evolutivos.

Agradecimientos

Este trabajo forma parte del proyectoCGL2012-32135. Los análisis químicos hansido obtenidos mediante ICP-MS en Activa-tion Laboratories Ltd. en Ontario (Canadá).Nuestro agradecimiento a los revisores (R.Herrera Espada y M. Lago San José).

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Fig. 7.- Diagrama multielemental normalizado a la facies traquiandesítica de Roque Vento. Elemen-tos traza ordenados según Legendre et al., 2005. Explicaciones en el texto. Símbolos como en lafigura 2. Ver figura en color en la web.

Fig. 7.- Multielemental diagram standardized to Roque Vento trachyandesite. Minor elements orderedby Legendre et al., 2005. See text. Symbols:see figure 2. See color figure in the web.

Introducción

La componente de flujo horizontal sueleser dominante en los acuíferos detríticos degran tamaño y elevada permeabilidad. Laidentificación de zonas de flujo permite lo-calizar los principales sectores donde seproduce la recarga y descarga del acuífero.En zonas de recarga como es el caso que seestudia en este trabajo, se esperan encon-trar flujos verticales descendentes. Por lotanto, la identificación y cuantificación delflujo vertical en sondeos proporciona unainformación significativa para el conoci-miento del comportamiento hidrodinámicode un acuífero, aunque en muchos casossuele reportar gran dificultad. Para la detección de estos flujos verti-

cales existen métodos indirectos comopuede ser a partir de los registros de la tem-peratura del agua subterránea, en sectoresdel acuífero donde la zona no saturada sealo suficientemente estrecha como para no

amortiguar los cambios de temperatura delagua de recarga (Taniguchi, 1993; Stones-trom y Constanzt, 2003). Así, si la distribu-ción de estos perfiles tomados a lo largo detoda la profundidad de un pozo en variosmomentos es variable (gran variabilidad dela temperatura en el tiempo) indicarán lapresencia de flujos verticales descendentespropios de un área de recarga; si, por elcontrario, la distribución de estos perfiles esestrecha (escasa variación de la tempera-tura en el tiempo), podría implicar un pre-dominio de flujos verticales ascendentespropios de un área de descarga, (Taniguchi,1993; Stonestrom y Constanzt, 2003;Duque et al., 2010; Calvache et al., 2011).Sin embargo, con esta metodología no

se puede cuantificar el valor de estos flu-jos. Para ello es necesario recurrir a la uti-lización de registros diagráficos ensondeos mediante sondas flowmeter . Setrata de una sonda de medida de la velo-cidad del agua que consta de una hélice

muy sensible, que gira a una velocidad va-riable en función de la velocidad del flujoy del descenso o ascenso de la sonda porel pozo.En este trabajo se pretende verificar y

cuantificar la presencia de flujos verticalesmediante la utilización de una sonda flow-meter y comparar estos registros con los deuna serie de perfiles de temperatura delagua, realizados en distintas épocas, en unsector del acuífero donde la franja no satu-rada es de escasa magnitud.

Contexto hidrogeológico

El acuífero Motril-Salobreña (Granada,Sur de España; Fig. 1) está constituido ma-yoritariamente por sedimentos aluviales de-positados por el río Guadalfeo, rambla deMolvízar y rambla del Puntalón, principal-mente. Estos materiales ocupan una exten-sión de 42 km2 y tienen espesores de 20 men cabecera, 60-80 m en el eje del río Gua-

GEOGACETA, 62, 2017




ABSTRACT

Vertical flow has been identified and quantified in surveys near the Gua-dalfeo River in the detrital aquifer Motril-Salobreña and the results havebeen compared with the temperature profiles obtained in several campaigns.The sense of water movement indicated by the obtained flow profiles showsa clear coherence with the multiple temperature loggings studied. The me-thod used is considered of interest in the study of river-aquifer systems ofgreat thickness as investigated.

Key-words: Flowmeter, vertical flows, temperature profiles.

RESUMEN

En el acuífero detrítico Motril-Salobreña se ha identificado y cuantificado elflujo vertical en sondeos situados en las proximidades del río Guadalfeo y los resul-tados se han comparado con los perfiles de temperatura obtenidos en variascampañas. El sentido de movimiento del agua que indican los perfiles de flujoobtenidos muestran una manifiesta coherencia con los múltiples registros de tem-peratura estudiados. Se considera que el método empleado es de interés en elestudio de sistemas río-acuífero de gran espesor como el investigado.

Palabras clave: Flowmeter, flujos verticales, perfil de temperatura.

Cuantificación de flujos verticales mediante flowmeter en sondeosdel acuífero detrítico Motril-Salobreña (Granada, Sur de España)

Cuantification of vertical flow by flowmeter in wells located in Motril-Salobreña aquifer (Granada, Southern Spain)

Jorge Jiménez Sánchez1, Crisanto Martín Montañés1, Juan Pedro Sánchez Úbeda2, María Luisa Calvache Quesada2,Manuel López Chicano2 y Francisca Fernández Chacón1

1 Instituto Geológico y Minero de España. Urb. Alcázar del Genil, 4 Edificio Zulema, bajo 18006, Granada. [email protected]; [email protected] ; [email protected] Departamento de Geodinámica, av. / Fuentenueva s/n 18071, Universidad de Granada. [email protected]; [email protected]; [email protected]

dalfeo y hasta 200 m en su desembocadura.El sustrato y los bordes del acuífero estánconstituidos por materiales alpujárrides devarias unidades tectónicas superpuestas(Aldaya y Vera, 1980). La mayor parte de losmateriales acuíferos reposan discordante-mente sobre metapelitas alpujárrides debaja permeabilidad. El sistema se comporta básicamente

como un acuífero libre en el que la transmi-sividad varía entre 100 y 9000 m2/d (Calva-che et al., 2009). Las principales fuentes de recarga del

sistema son el río Guadalfeo, de carácter in-fluente y caudales elevados, y el retorno deriego, distribuido en gran parte de la super-ficie del acuífero. La elevada entrada deagua por estas vías es responsable de labuena calidad del acuífero, si bien éste seconsidera muy sensible a las variaciones delcaudal del río y a los cambios en la ordena-ción del territorio.En relación a la climatología de la zona,

se puede indicar que presenta una precipi-tación media de 420 mm/año y una tempe-ratura media anual de 18ºC, existiendovarios balances hídricos de la zona, comose puede constatar en varios trabajos (He-redia et al., 2003; Ibáñez, 2005; Duque,2009; Calvache et al., 2009).En el área concreta de estudio, coinci-

dente con la terminación meridional delcañón de los Vados, el acuífero detríticopuede llegar a alcanzar 50 m de espesor ydescansa sobre materiales metapelíticos de

baja permeabilidad. No obstante, lateral-mente entra en contacto con los materialescarbonáticos del acuífero de Escalate, cuyarelación está siendo objeto de estudio.En este contexto, en el año 2009 se lle-

varon a cabo dos perforaciones que hemosdenominado Vados Alto (VA) y Vados Bajo(VB) (Fig. 1) con el objetivo de estudiar lasaportaciones subterráneas del relleno detrí-tico del cañón a la masa principal de sedi-mentos que constituyen el acuíferoMotril-Salobreña (Reolid et al., 2012).En relación a la columna litológica atra-

vesada en el sondeo VB, hay que indicarque este atraviesa desde el metro 3 hastael 24 conglomerados de cantos de esquis-tos, mármoles y cuarcita en diferentes pro-porciones y con diferentes tamaños degrano. En el metro 25 se perforan filitas yesquistos. El sondeo se encuentra ranuradoa lo largo de toda la tubería.En el sondeo VA se perforan 54 metros,

resultando la totalidad de la litología atra-vesada de conglomerados de cantos de es-quistos, mármoles y cuarcita en diferentesproporciones a lo largo de la perforación, ycon diferentes tamaños de grano. El sondeose encuentra ranurado a lo largo de toda latubería.Datos piezométricos e isotópicos ponen de

manifiesto una posible descarga del acuíferocarbonatado sobre el detrítico. Este aspecto esmás manifiesto en el sector occidental del acuí-fero ya que el río Guadalfeo actúa como divi-soria de las aguas subterráneas.

Metodología y toma de datos

Para la observación del flujo vertical dentrode sondeos, con fecha de 1/10/2015 se reali-zaron dos testificaciones de los sondeos VB yVA con el medidor de flujo de molinete bidirec-cional (Flowmeter QL40-SFM), que mide la ve-locidad del flujo en ciclos por segundo (cps), conel equipo de testificación geofísica de la Unidaddel IGME en Granada. En cada sondeo se rea-lizaron tres registros flowmeter, con velocidadesde descenso y ascenso de 2, 4 y 6 m/min.Una vez realizada la toma de datos en

campo se procedió al tratamiento de los datosmediante el programa WellCAD. En una primerafase del tratamiento, se procede a la eliminaciónde los picos extremos provocados por errores demedida, como por ejemplo la paralización mo-mentánea de la hélice por obstrucción provo-cada por diferentes partículas dentro del sondeo,o el aumento/descenso en la velocidad de ba-jada/subida de la sonda.Tras este filtrado de datos, se ejecuta la de-

tección/cálculo del cero de la sonda, que co-rresponde al cálculo de los cps que transmitela hélice de la sonda en el sondeo a estudiarpara cada una de las velocidades de descensoy ascenso, en ausencia de flujo. La diferenciadel valor en el caso de ausencia de flujo y elcalculado para cada tramo a analizar es el quemuestra la diferencia de velocidades (cps) deflujo, y por tanto el caudal que circula por dichotramo, subordinado al diámetro del sondeo. Elsigno del valor indica el sentido del flujo dentrodel sondeo, siendo el signo negativo identifi-cativo de un flujo ascendente y el positivo deuno descendente.En este estudio se ha calculado el flujo

para cada metro de testificación analizado.Para ello se procede al cálculo de los cps me-dios por metro, para cada una de las velocida-des de subida y bajada, y se unifican losdiferentes tramos de flujo con similar compor-tamiento. Finalmente, se realiza una clasifica-ción de flujos en el sondeo por tramos.Los perfiles de temperatura realizados en

diferentes fechas para ambos sondeos, hansido efectuados mediante una Sonda EléctricaMultiparamétrica SEBA modelo KLL-Q-2. Se hatomado un registro de temperatura para cadametro de profundidad, como se puede obser-var en las figuras 2 y 3.

Resultados

En el sondeo VB, de 25 m de profundi-dad, se realizó un registro flowmeter desde7,8 hasta 23 m de profundidad. No se re-

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84 Hidrogeología / Hydrogeology

Fig. 1.- Localización de los sondeos Vados Bajo y Vados Alto en el acuífero Motril-Salobreña (Granada,Sur de España). Ver figura en color en la web.

Fig. 1.- Location of the Vados Bajo and Vados Alto wells in the Motril-Salobreña aquifer (Southern Spain).See color figure in the web.

gistraron los dos últimos metros por la pre-sencia de finos en el fondo del sondeo. Trasel tratamiento de los resultados obtenidosse diferencian tres tramos principales de

flujo de pautas similares (Fig. 2), mostrandoun flujo general descendente.El primero de los tramos (A) se localiza

entre los metros 8.3 y 9, en el que se ha

medido un pequeño flujo ascendente. Eltramo B (9 – 13 m), intervalo en el que sedetectan flujos descendentes con zonas deperturbación. Y por último, el tramo C (13– 22,5 m), en el que se detectan caudalesdescendentes más significativos y conti-nuos, en el que se obtienen valores en tornoa los 0,20 l/s para cada uno de los interva-los de un metro.En el sondeo VA, con una profundidad

de 54 m, tampoco se ha testificado en sutotalidad, por el mismo motivo que el son-deo VB. Se ha testificado entre los metros 5y 45. Tras el tratamiento de los resultadosobtenidos se ha procedido a la clasificaciónen 7 tramos principales de flujo con com-portamiento similar, que se pueden observaren la figura 3. El primero de los tramos (A) definidos

se localiza entre los metros 5,9 y 8, en elque se detecta un flujo descendente. Eltramo B, entre los metros 8 y 15, muestraun flujo ascendente y con incremento decaudal en profundidad, con valores com-prendidos entre -0,05 y -0,33 l/s. El tramoC (15 – 17 m), es un tramo con un notabledeclive del flujo, que queda comprendidoentre -0,33 y -0,04 l/s. El tramo D (17 – 22m), al igual que en el tramo B, muestra unflujo ascendente y con incremento de cau-dal en profundidad, con valores entre –0,11 y – 0,33 l/s. El tramo E (22 – 29 m), esuna zona de perturbación en el flujo, condebilitación en el caudal ascendente, convalores entre – 0,04 y – 0,18 L/s. El tramoF (29 – 33 m), es un tramo de perturbación,en el que se detectan flujos ascendentes ydescendentes a lo largo del recorrido de 4m. El tramo G (33 – 45 m), es un tramo conflujo ascendente, aunque con perturbacio-nes en los caudales de flujo que van desde– 0,06 a – 0,27 l/s. En general este sondeomuestra un flujo ascendente, aunque pre-senta varios tramos intermedios de pertur-bación. Los registros verticales de temperatura

realizados en distintas fechas, en el sondeoVB (Fig. 2), presentan notables diferenciasde temperatura a lo largo del año, produci-das por la dispar influencia de la entrada deagua del río. Este hecho se relaciona con laintrusión de agua del río Guadalfeo, al que-dar este área en una zona de recarga, comoqueda demostrado mediante el registro deflowmeter. Este patrón variable de tempera-turas es indicativo del predomino de flujosverticales descendentes en la zona de estu-dio en la cual no se dispone de una zona sa-

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85Hidrogeología / Hydrogeology

Cuantificación de flujos verticales mediante flowmeter en sondeos del acuífero detrítico Motril-Salobreña(Granada, Sur de España)

Fig. 2.- Correspondencia de los tipos de flujo definidos en el sondeo Vados Bajo con las digrafías de temperaturadel agua del sondeo. Las profundidades están referenciadas al borde del entubado. Ver figura en color en la web.

Fig. 2.- Correspondence between the flow sections defined in Vados Bajo well with the temperature logswell water. Depths are referenced to the edge of the casing. See color figure in the web.

Fig. 3.- Correspondencia de los tipos de flujo definidos en el sondeo Vados Alto con las digrafías de tem-peratura del agua del sondeo. Las profundidades están referenciadas al borde del entubado. Ver figuraen color en la web.

Fig. 3.- Correspondence between the flow sections defined in Vados Alto well with the temperature logswell water. Depths are referenced to the edge of the casing. See color figure in the web.

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turada de gran espesor (Duque et al., 2010;Calvache et al., 2011; Reolid et al., 2012).Sin embargo, en VA (Fig. 3) se observa

que los perfiles de temperatura realizadosen distintas fechas presentan una tempera-tura muy parecida (en torno a 17,2 ºC). Estetipo de perfiles es representativo de secto-res con flujo vertical, en este caso ascen-dente, tal y como indican los resultados dela testificación mediante flowmeter.El flujo en Vados Bajo es vertical des-

cendente, lo que debería ser la tónica ge-neral en toda la zona de recarga.

Conclusiones

Los sondeos Vados Bajo y Vados Alto,localizados en el acuífero Motríl-Salobreña,han sido testificados mediante la sondaflowmeter. Para el sondeo VB se han defi-nido 3 tramos principales con un flujo ge-neral descendente, y para el sondeo VA, 7tramos con un flujo general ascendente. Asimismo, los perfiles de temperatura

registrados en ambos sondeos ratifican estediferente comportamiento en dos puntostan próximos. En Vados Altos se registranperfiles de temperatura estrechos (por es-casa variación en el tiempo) representativosde la existencia de flujos verticales ascen-dentes, típicos de áreas de descarga. Por elcontrario, en Vados Bajo los perfiles de tem-

peratura registrados muestran un patrón ex-tendido (por elevada variación en el tiempo)que indican la presencia de flujos verticalesdescendentes que suelen aparecer en zonasde recarga.El método de medición de flujo en de-

talle empleado y su comparación con perfi-les de temperatura puede considerarse unaherramienta de utilidad para determinar elcomportamiento de un sistema río-aluvialde gran espesor.

Agradecimientos

La financiación de esta investigaciónse hizo mediante los proyectos CGL2012-32982 y CGL2016-77503-R financiadospor el Ministerio de Economía y Competi-tividad, así como el uso del equipamientode la Unidad móvil para estudios hidroge-ológicos y medioambientales disponibleen la Unidad Territorial del IGME en Gra-nada cofinanciada con Fondos Feder (re-ferencia proyecto IGME 10-1E-1284). Losautores agradecen al Geólogo D. ÁngelCantudo Muñoz, de la empresa AQUA-LOGY, su aportación desinteresada en elmétodo del tratamiento de los datos ob-tenidos y su transformación en caudales.También cabe reconocer a los revisores delmanuscrito la contribución con sus anota-ciones.

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Introducción

En un acuífero costero que presenteuna buena conexión con el mar, la geome-tría de la interfase entre el agua dulce quefluye desde el continente, y la cuña de aguade mar que se introduce en el acuífero bajoésta debido a su mayor densidad, viene go-bernada por la ecuación de Ghyben-Herz-berg. Según esta ecuación, la interfase seadentrará en el acuífero desde la línea decosta hacia cotas cada vez más negativas,como consecuencia del incremento del es-pesor de la franja de agua dulce que se dis-pone sobre ella. De esta forma, la sumatoriade los pesos de columna de agua en distin-

tos puntos del perfil acuífero debería serconstante (Fig. 1). En teoría, la interfase de-biera ser una superficie que separase dosfases acuosas de distinta salinidad, si bienen la práctica, ésta puede tener un espesorvariable, pudiéndose producir una grada-ción vertical de la salinidad en el acuíferosin que se reconozca una zona claramentediferenciada. Las causas que provocan estavariación en el espesor de la zona de mezclaserían la heterogeneidad del acuífero, sugrado de confinamiento, así como procesosconvectivos y dispersivos de las sales en di-solución (Oz et al., 2015).Este sistema natural de flujo puede ser

modificado como consecuencia de los bom-

beos. El conoide de depresión piezométricaque produce la extracción de agua dulce pro-voca que bajo él se genere un domo de agua

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ABSTRACT

The evolution of the geometry of freshwater-seawater interface in thecoastal detrital aquifer of Andarax river delta (Almeria) has been studied.There, 19 boreholes for abstracting seawater below the interface aresupplying a desalination plant. Before starting the pumping, the interfaceshowed a typical geometry for these conditions, although once the pum-ping started the geometry changed remarkably provoking a generalizedrefreshing upstream of these boreholes. These results confirm the validityof the seawater abstractions in coastal aquifers as barriers to avoid ma-rine intrusion.

Key-words: Marine intrusion, desalination plant, negative hydraulicbarrier.

RESUMEN

Ha sido estudiada la evolución de la geometría de la interfaseagua dulce-agua de mar en el acuífero detrítico costero del deltadel río Andarax (Almería). En éste, 19 sondeos de extracción deagua de mar por debajo de la interfase abastecen a una planta des-aladora. Antes de comenzar los bombeos, la interfase presentabauna geometría característica de este tipo de ambiente, si bien unavez comenzado el bombeo la geometría cambió notablemente pro-duciéndose una dulcificación generalizada aguas arriba de estossondeos. Estos resultados evidencian la validez de las captacionesde agua de mar en acuíferos costeros como barreras para evitar laintrusión marina.

Palabras clave: Intrusión marina, planta desaladora, barrera hidráulicanegativa.

Fig. 1.- Simplificación del contacto agua dulce-aguasalada (ρd: densidad del agua dulce; ρs: densidaddel agua marina). Ver figura en color en la web.

Fig. 1.- Simplification of freshwater-saltwater con-tact (ρd: freshwater density; ρs: saltwater den-sity). See color figure in the web.

Evolución de la geometría de la interfase agua dulce-agua de maren un acuífero costero sometido a un intenso bombeo

de agua de mar

Evolution of the geometry of the freshwater-seawater interface in a coastal aquifer affected byan intense pumping of seawater

Sara Jorreto, Fernando Sola, Ángela Vallejos, Francisco Sánchez-Martos, Juan Gisbert,Luis Molina, Juan Pedro Rigol y Antonio Pulido-Bosch

G.I. Recursos Hídricos y Geología Ambiental. C/ Sacramento s/n. Universidad de Almería. 04120-Almería.

[email protected], [email protected], [email protected], [email protected], [email protected], [email protected], [email protected], [email protected]

más salina (upconing) para compensar el dé-ficit de peso hidrostático generado por elbombeo. La consecuencia final de estas ex-tracciones será el favorecimiento de la en-trada de agua de mar en el acuífero ointrusión marina.Menos conocidas son las consecuencias

que se generarían sobre la geometría de lainterfase si lo que se extrae del acuífero esagua de mar. Dada su alta salinidad, y en ge-neral poco valor económico de estas aguas,son pocos los ejemplos descritos en los quese bombeen grandes caudales de agua ma-rina en un acuífero costero, estando la mayorparte de éstos vinculados al abastecimientode plantas desaladoras (Jorreto et al., 2009;Sola et al., 2013; Sola et al., 2014; Stein etal., 2016). En teoría, una manera de evitar laintrusión marina sería creando barreras hi-dráulicas negativas, que consistirían en ex-traer mediante bombeo agua de mar en unacuífero costero, limitando la penetración deagua salada al acuífero, por lo que el aguadulce se acumularía aguas arriba de la barrera(Pool y Carrera, 2010).En este trabajo se estudia la evolución

que ha sufrido la zona de mezcla aguadulce-agua de mar a lo largo de un periodode varios años de extracción de agua saladapor parte de la planta desaladora de Alme-ría. Con este estudio vemos qué influenciatiene la perturbación generada por el bom-beo cuando lo que se extrae es agua por

debajo de la interfase y la efectividad deestos bombeos como barrera hidráulica ne-gativa frente a la intrusión marina.

Marco hidrogeológico

El acuífero detrítico del Bajo Andarax seextiende a lo largo de todo el sector centraldel valle del río Andarax e incluye materialescuaternarios -aluviales y deltaicos- junto aconglomerados arenoso-limosos fluvio-deltai-cos pliocenos (Sánchez Martos, 1997). Losmateriales acuíferos en el delta del río Anda-rax corresponden con formaciones deltaicas,

de clara influencia marina, en continuidad la-teral con los materiales aluviales. La base deestos materiales corresponde a limos con in-tercalaciones de arenas, calcarenitas y con-glomerados de edad Plioceno (Aguirre, 1998).El estudio se ha llevado a cabo en la zona api-cal del delta del río Andarax, Almería. Aquí sesitúa la planta desaladora de Almería, la cualse abastece de agua de mar del acuífero me-diante una batería de 19 sondeos con pro-fundidades entre 78 y 154 m, situados entre30 y 150 m de la línea de costa. Los sondeosse distribuyen paralelos a esta línea de costa,en la margen izquierda del delta (Fig. 2). La

GEOGACETA, 62, 2017 S. Jorreto, F. Sola, Á. Vallejos, . Sánchez-Martos, J. Gisbert, L. Molina, J.P. Rigol y A. Pulido-Bosch


Fig. 3.- Evolución del espesor de la interfase agua dulce-salada durante el periodo de estudio en los trespiezómetros de control (m b.n.m.: metros bajo el nivel del mar). Ver figura en color en la web.

Fig. 3.- Evolution of the freshwater-salt interface thickness for the study period in the three piezometersof control (m b.n.m.: meters below sea level). See color figure in the web.

Fig. 2.- Localización de los sondeos de bombeo yenjambres de piezómetros en el área de estudio.Ver figura en color en la web.

Fig. 2.- Location of the pumping boreholes andcluster of piezometers in the study area. Seecolor figure in the web.

red específica de control consta de tres gru-pos de piezómetros, construidos de manerasemejante a los sondeos de captación (Sán-chez Martos et al., 2002); la diferencia cons-tructiva más importante reside en el diámetrode la entubación (165 mm con ranura de 1mm). La planta entró en funcionamiento en2004, si bien no fue hasta 2007 cuando co-menzó con un régimen de bombeo más re-gular y constante. Éste consiste en bombearfundamentalmente durante la noche, debidoa un menor coste energético, con un caudalde hasta 4000 m3/h, cesando los bombeosdurante el día. Situados perpendicularmentea la costa, y en la dirección principal del flujosubterráneo, se localizan tres enjambres depiezómetros (P-I a P-III; Fig. 2), con profundi-dades entre 75 y 105 m, realizados para llevara cabo el seguimiento espacial y temporal dela evolución hidrodinámica de la cuña salina.La distancia a la costa de cada uno de elloses 200, 500 y 1000 m, respectivamente.Los pozos de bombeo y piezómetros

atraviesan todo el material acuífero, for-mado por niveles de gravas, arenas y limosplio-cuaternarios con una potencia total deunos 100 m. La base impermeable la con-forman unos limos pliocenos. La transmisi-vidad media de estos materiales oscila entre2000-12000 m2/día.

Metodología

A lo largo del periodo estudiado (2004a 2007; 2016) se han realizado 37 testifi-caciones de conductividad eléctrica (CE) ytemperatura del agua en cada uno de lospiezómetros. No se han realizado testifica-ciones desde 2007 a 2016. Los registros sehan realizado mediante un equipo de testi-ficación de la marca Geovista (GVLogger)con medidas cada 10 cm de profundidad.Para definir la geometría de la interfase,

se han considerado como aguas pertenecien-tes a esta interfase, aquellas con salinidadescomprendidas entre 20 y 50 mS/cm. Este in-tervalo comprende como extremos, las aguascon carácter claramente marino y las aguasligeramente salobres. El valor de salinidad delagua de mar en esta zona del Mediterráneoes aproximadamente 55 mS/cm.

Resultados

En estado natural (hasta mayo 2004,Fig. 3), antes de comenzar las extraccionespor parte de la planta desaladora, la geo-metría de la zona de mezcla ya sufría ciertas

fluctuaciones, probablemente debidas alefecto de la recarga por lluvias así como ala acción de pequeños bombeos de aguadulce para el riego de invernaderos de lazona. En este momento la interfase presen-taba un espesor de unos 15 m, y se situabaentre los metros 20 y 35 b.n.m aproxima-damente, justo detrás de la batería de son-deos (piezómetro P-I). Por su parte, aguasarriba, en el piezómetro P-III, ésta era másancha, y se encontraba entre los metros 22y 48 (Fig. 3). Con el inicio del bombeo porparte de la planta desaladora, entre Julio de2004 y Mayo de 2005, esta geometría ini-cial se transformó radicalmente. La interfasese adelgaza hasta presentar un espesor de1 a 2 metros, y se profundiza, hasta los 45m en P-I y P-II. Por su parte, en P-III, la re-ducción de espesor es menos pronunciada,manteniendo un espesor de unos 10 m.

Entre Julio de 2005 y Septiembre de2006, hay un periodo sin bombeo, o unbombeo con bajo caudal. Esto supuso quela interfase recuperase aproximadamente sugeometría inicial, a excepción de en P-III,donde mantuvo un espesor de unos 10 m.A partir de septiembre de 2006, la plantadesaladora ha estado bombeando de unamanera continuada hasta la actualidad.Con este régimen de bombeo, de nuevo lainterfase descendió notablemente, hasta los55 m de profundidad, y se hizo muy del-gada, tanto en P-I como P-II, alcanzando los36 m en P-III. Aunque hay un largo lapso de tiempo

en el que no se llevaron a cabo medidas,está claro que la interfase ha continuadodescendiendo. Las medidas se han reto-mado en 2016 y muestran cómo en el pie-zómetro de control P-I no se llegan a

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Evolución de la geometría de la interfase agua dulce-agua de mar en un acuífero costero sometido a un intensobombeo de agua de mar

Fig. 4.- Geometría del contacto agua dulce-agua de mar. (A) antes de la puesta en funcionamiento de lossondeos de extracción; (B) situación en 2007; (C) situación en 2016. La localización de la planta desaladoray de los piezómetros de control es indicada en el esquema. Ver figura en color en la web.

Fig. 4.- Geometry of the freshwater-seawater contact. (A) before starting groundwater abstraction; (B)situation in 2007; (C) situation in 2016. The location of the desalination plant and the piezometers forgroundwater control is indicated in the diagram. See color figure in the web.

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alcanzar los 50 mS/cm en los 78 m de re-gistro. En P-II, esa conductividad se alcanzaa los 60 m, y en P-III a los 50. Por su parte,la isolínea de 20 mS/cm es cortada a los 25m en P-I y P-II; y a los 50 m en P-III.

Discusión

La puesta en marcha de la planta desala-dora ha supuesto una importante perturba-ción en régimen natural de un acuíferocostero (Jorreto et al., 2009). La batería desondeos que extraen agua de mar por debajode la interfase genera una serie de upconingsque elevan el agua salina hasta la superficiefreática formando así una barrera al flujo na-tural de agua dulce hasta el mar. Como con-secuencia de la formación de esta barreranegativa, aguas adentro de la batería de ex-tracción, se acumula el agua dulce, lo quefuerza a la interfase a descender (Fig. 4).El descenso y adelgazamiento de la in-

terfase se produce de manera rápida en lospiezométros próximos a la batería de bom-beo, mientras que es más paulatino a ciertadistancia aguas arriba de ésta. Por el con-trario, pasados varios años de la afecciónpor las extracciones, es en zonas más ale-jadas a los bombeos donde la interfase seconvierte en una superficie muy fina, mien-tras en una zona próxima a los pozos de ex-plotación se vuelve a ensanchar, aunque losvalores de salinidad más altos tienden adesaparecer.Esta tendencia hace prever, que de

continuar los bombeos, el descenso de lainterfase progresará tierra adentro produ-ciéndose una dulcificación cada vez másacusada del acuífero. Esto supone que,como se ha estipulado de manera teórica,las barreras hidráulicas negativas genera-das por extracción de agua de mar son

una herramienta efectiva para luchar con-tra la intrusión marina y para la mejora dela calidad del agua, aguas arriba de éstas.El mayor inconveniente que presentan esel elevado coste energético que suponemantener bombeando de manera casi in-interrumpida una batería de sondeos, es-pecialmente si el agua bombeada es deescaso valor económico como lo es elagua de mar. Este tipo de agua sólo ten-dría un uso rentable si el agua es utilizadapara el abastecimiento a una planta des-aladora. Así, sería conveniente tener encuenta a la hora de diseñar y ubicar laplanta, que la alimentación de ésta se re-alice a partir de pozos costeros, ubicadosen acuíferos con problemas de intrusiónmarina, ya que las extracciones de aguade mar a través del acuífero pueden ayu-dar a controlar la intrusión y mejorar la ca-lidad del agua del acuífero.

Conclusiones

El bombeo de agua de mar bajo la inter-fase en un acuífero costero modifica drásti-camente la geometría de ésta. Este bombeogenera una barrera hidráulica negativa, pro-vocando una notable mejora de la calidad delagua del acuífero, por lo que ha sido pro-puesto como un método de control frente ala intrusión marina en acuíferos costeros. Deacuerdo con el trabajo aquí presentado, estemétodo es especialmente adecuado en aque-llos acuíferos en los que se plantea la insta-lación de una planta desaladora, ya que elagua extraída por los bombeos podría servircomo agua de buena calidad para el abaste-cimiento a la planta, disminuyendo al mismotiempo la salinidad del agua, aguas arriba dela pantalla generada por los pozos de abas-tecimiento a la planta.

Agradecimientos

Esta investigación ha sido parcial-mente llevada a cabo en el marco de Cei-MAR y CeiA3 y del proyectoCGL2015-67273-R financiado por MI-NECO – FEDER. Agradecemos los comen-tarios y correcciones realizadas por losrevisores anónimos.

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Introducción

Los recursos hídricos subterráneos delacuífero carbonático de la Sierra de Humilla-dero (Málaga) se destinan, fundamental-mente, para el abastecimiento de laslocalidades de Fuente de Piedra y Humilladero.Los notables descensos del nivel piezométrico,acumulados tras más de una veintena de añosdurante los que el acuífero ha estado some-tido a explotación intensiva del agua subte-rránea, han provocado un empeoramientogeneralizado de su calidad, debido, funda-

mentalmente, al incremento de la salinidadpor la mezcla con aguas hipersalinas de losmateriales evaporíticos que lo delimitan.

El principal objetivo de este trabajo ha con-sistido en analizar la respuesta hidroquímicade este acuífero, en el que la ausencia de pla-nificación ha desembocado en la salinizaciónde sus recursos hídricos subterráneos.

Descripción del área de estudio

La Sierra de Humilladero se localiza enla parte septentrional de la provincia de

Málaga (Fig. 1), cerca del límite con las pro-vincias de Sevilla y Córdoba. Las cotas másaltas de esta sierra están por debajo de 670m s.n.m. Sobre la sierra predominan losbosques densos de coníferas con matorraly monte bajo.

La precipitación media anual, en el pe-riodo 1962/63-2015/16, es de 450 mm(IGME, 2016). Desde el punto de vista geo-lógico, el acuífero se encuentra en las ZonasExternas de la Cordillera Bética, dentro deldenominado Complejo Caótico Subbético(Martín-Algarra y Vera, 2004). Sobre esta

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Cambios en la calidad del agua subterránea debidos a la explotaciónintensiva del acuífero carbonático de la Sierra de Humilladero

(Málaga, España)

Changes in groundwater quality due to intensive exploitation of the carbonate aquifer ofSierra de Humilladero (Malaga, Spain)

Sergio Martos-Rosillo1, Antonio González Ramón1, Javier Gustavo Heredia Díaz1, Antonio Pedrera Parias1 y Miguel Rodríguez Rodríguez2

1 Instituto Geológico Minero de España. C/Ríos Rosas. 28003, Madrid. [email protected], [email protected], [email protected], [email protected] Universidad Pablo de Olavide. C/ Utrera, km 1. 41089, Sevilla. [email protected]

ABSTRACT

The Sierra de Humilladero carbonate aquifer, located in the province ofMálaga and next to Fuente de Piedra playa lake, is undergoing intensive ex-ploitation of its groundwater since the eighties of the last century. This ex-ploitation has resulted in an important decrease of the piezometric level,which has caused the interruption of the groundwater discharge to the playalake and the current groundwater extraction of the aquifers and aquitardsbordering the Humilladero aquifer. The inversion of the groundwater flow,generated by the intensive exploitation, has modified the hydrochemical cha-racteristics of the groundwater to such an extent that, in the dry season of2016, it ceased to be appropriate for the urban supply to the populations ofHumilladero and Fuente de Piedra. The aquifer response to such exploitationhas shown that the hydrochemical changes occur in a much abrupt way thanthe hydrodynamic ones. For this reason, specific groundwater managementguidelines are proposed for this type of aquifer, highly vulnerable to ground-water exploitation due to its small size and the high hydraulic diffusivity ofthe materials that constitute it.

Key-words: Water quality and hydrochemistry, groundwater management,semi-arid climate.

RESUMEN

El acuífero carbonático de la Sierra de Humilladero, situado en la provinciade Málaga, junto a la laguna de Fuente de Piedra, está sometido a un procesode explotación intensiva del agua subterránea desde los años ochenta del siglopasado. Dicha explotación ha ocasionado un importante descenso de la super-ficie piezométrica, lo que ha provocado que este acuífero haya dejado dealimentar a la laguna y que, en la actualidad, se estén captando aguas subte-rráneas de los materiales acuíferos y acuitardos que lo delimitan. La inversióndel flujo generada por la explotación intensiva ha modificado las característicashidroquímicas del agua subterránea hasta tal punto que, en el estiaje del año2016, esta dejó de ser apta para el abastecimiento a las poblaciones de Humi-lladero y Fuente de Piedra. La respuesta del acuífero frente a la explotación hapuesto de manifiesto que los cambios hidroquímicos se producen de una formamucho más brusca que los hidrodinámicos. Por esta razón, se proponen pautasde gestión de las aguas subterráneas específicas para este tipo de acuíferos,altamente vulnerables a la explotación debido a su reducido tamaño y la altadifusividad hidráulica.

Palabras clave: Calidad e hidroquímica de aguas, gestión de aguassubterráneas, zonas semiáridas.

unidad, compuesta fundamentalmente pormateriales triásicos en facies germano-an-daluzas, se reconocen unidades carbonáti-cas jurásicas, en las que es posibleestablecer su estructura interna, y que danlugar a sierras como las de Mollina-La Ca-morra y Humilladero (Pedrera et al., 2016).En la Sierra de Humilladero, los materialescarbonáticos jurásicos (dolomías, calizas ymargocalizas) presentan espesores dehasta 500 m. Los materiales del Miocenosuperior afloran en el sector septentrional.Se trata de un conjunto de areniscas bio-clásticas de espesor muy variable, y que nosuele llegar a los 100 m. También afloranen la zona materiales cuaternarios, todosde poco espesor, relacionados con depósi-tos de ladera. En lo que se refiere a la es-tructura, la Sierra de Humilladero se hainterpretado como un anticlinal complejo,del que aflora su charnela y parte de suflanco meridional. Este flanco, que presentaun buzamiento subvertical, localmente in-vertido, continúa probablemente hacia elsur, donde está cubierto por materialescuaternarios (IGME, 2016).

La superficie de afloramientos permea-bles del acuífero (calizas y dolomías jurási-cas) es de tan solo 5 km2. Los materialesacuitardos formados por las margas y arci-llas con evaporitas en facies germano-anda-luzas, delimitan el acuífero en su base ylateralmente. El acuífero jurásico se encuen-tra superpuesto y en conexión hidrogeoló-gica con materiales permeables cuaternariosy miocenos en los sectores norte y oeste. Losensayos de bombeo realizados en los son-deos que perforan las dolomías y las calizasjurásicas de la Sierra de Humilladero suelen

presentar altos valores de permeabilidad,con transmisividades comprendidas entre 70y 24000 m2/día (IGME, 2016).

En régimen natural el flujo del acuíferocirculaba hacia los materiales miocenos y cua-ternarios que afloran al norte y al oeste delacuífero (Linares, 1990). Los primeros datospiezométricos (Fig. 2) indican que el nivel sesituaba a unos 446 m s.n.m., es decir unos37 m por encima del fondo de la laguna deFuente de Piedra (409,1 m s.n.m.), haciadonde se drenaban de forma lateral los recur-sos del acuífero (IGME, 2016). En este sen-tido, se debe indicar que la recarga media delacuífero ha sido evaluada con distintos mé-todos en Ruiz (2012), resultando compren-dida entre 0,7 y 1 hm3/año.

La actual situación hidrodinámica esnotablemente distinta. Este acuífero em-pieza a ser explotado a principios de losaños ochenta del siglo XX, con la puesta enmarcha del sondeo de abastecimiento a Hu-milladero (sondeo 1, Fig. 1), advirtiéndoseque la explotación del acuífero no debía su-perar 1 hm3/año (IGME, 1981). A finales delos años noventa se construyen nuevospozos para el abastecimiento de Fuente dePiedra (sondeo 2) y otros destinados a usoagrícola y ganadero. A partir de esos años,la explotación del acuífero crece y los nive-les piezométricos comienzan a descenderde forma alarmante (5,6 m/año, Fig. 2), pro-duciéndose un vaciado constante del acuí-fero. El consumo continuado de reservaspersiste a fecha de hoy. En 2016, el des-censo acumulado del nivel es de 85,24 mcon respecto a los niveles medidos en 1980.En junio de 2016, los niveles piezométricosen todo el acuífero estaban comprendidos

entre 360 y 366 m s.n.m. Esta situación hatraído como consecuencia un progresivoempeoramiento de la calidad química delagua subterránea en todo el acuífero quese describe en los siguientes apartados.

En IGME (2016) se indica que la explo-tación actual del acuífero debe superar los2,5 hm3/año, de los que 2 hm3/año se des-tinan para el abastecimiento de las locali-dades de Fuente de Piedra (0,8 hm3/año) yHumilladero (1,2 hm3/año).

Metodología

Para caracterizar la actual calidad delagua subterránea del acuífero de la Sierrade Humilladero, se realizó, en junio de 2016,una campaña de muestreo en la mayoría delos sondeos instalados en el acuífero. Estasmuestras han sido analizadas en el labora-torio del IGME, donde se utilizan técnicasespectrofotométricas y cromatográficas (cro-matografía iónica). Por otro lado, se disponede muestras adicionales de la Base de DatosAguas del IGME, muestreadas en campañasanteriores. Además se ha contado con me-didas de conductividad eléctrica del agua(en adelante CE) y concentración de nitratos,del sondeo de abastecimiento de Fuente dePiedra, facilitadas por el Ayuntamiento deesta localidad. El tratamiento de los datoshidrogeoquímicos se ha realizado con el pro-grama AQUACHEM 4.0.

Resultados

En la figura 3 se presenta un diagramade Piper en el que se han representado losanálisis químicos, que proceden de la base

GEOGACETA, 62, 2017 S. Martos-Rosillo, A. González Ramón, J. Gustavo Heredia Díaz, A. Pedrera Parias y M. Rodríguez Rodríguez


Fig. 1.- Situación y mapa hidrogeológico. Ver figura en color en la web.

Fig. 1.- Study site and hydrogeological map. See color figure in the web.

de datos AGUAS del IGME, obtenidos en di-ferentes pozos del acuífero jurásico entrelos años 2003 y 2015. Por otra parte, en esemismo gráfico se diferencian las muestrascaptadas en el acuífero jurásico, duranteuna campaña de muestreo realizada entrelos días 21 y 22 de junio de 2016. Lasmuestras del periodo 2003-15 presentanfacies hidroquímica bicarbonatada cálcica ymagnésica. Con el paso el tiempo la faciesevoluciona, siguiendo la tendencia indicadapor las flechas negras, dibujadas sobre eldiagrama, hacia clorurada sódica (Fig. 3). Lamediana de la CE ha pasado de 792 a 3430μS/cm, al igual que la mediana de los con-tenidos en cloruros y sulfatos que presen-taban unas concentraciones de 80 y 47mg/l (2003-15) y han pasado a valores de1020 y 127 mg/l (2016), respectivamente.

Se dispone también de una serie de me-didas temporales de CE y NO3

- procedentesdel sondeo de abastecimiento a Fuente dePiedra. Las medidas tienen carácter mensuala partir de agosto de 2011 y semanal a par-tir de diciembre de 2015. Estos parámetrosse han comparado con la curva de evoluciónpiezométrica medida en el sondeo de abas-tecimiento a Humilladero (Fig. 4). El gráficomuestra la evolución inversa en ambos pa-rámetros, con un crecimiento de la CE quese correlaciona con los descensos registra-dos en el nivel piezométrico del acuífero. Porotra parte, el descenso en el NO3

- puede re-lacionarse con la progresiva extracción dereservas del acuífero, con menores concen-traciones de nitrato y/o con procesos de des-nitrificación producto de la mezcla con lasaguas salinas del sustrato evaporítico, segúnlos procesos descritos en Russak et al. (2015).

La tendencia en el ascenso de la conductivi-dad solo se rompe durante el periodo hú-medo del año 2010-2011.

Discusión y conclusiones

El análisis de los resultados expuestospone de manifiesto que se está ante un pro-ceso de salinización progresiva y generali-zada del agua subterránea del acuíferojurásico de la Sierra de Humilladero, que sehizo evidente a partir de 2012, y que estárelacionado con la entrada de aguas hiper-salinas del sustrato arcilloso-evaporíticotriásico, provocada, a su vez, por el alar-mante descenso de la superficie piezomé-trica del acuífero jurásico. Este mismo efectose ha producido en los acuíferos jurásicosde la Sierra de Estepa, en la provincia de Se-villa, donde la explotación intensiva delagua subterránea, al igual que ocurre aquí,provoca una mezcla con las aguas hipersa-linas del sustrato triásico-evaporítico (Mar-tos-Rosillo y Moral, 2015). En este sentido,debe ser destacado que este mismo procesoestá ocurriendo en otros acuíferos similarespróximos, como el de Mollina-La Camorra yel acuífero de la Sierra de los Caballos.

La creciente e insostenible demanda delos dos municipios que explotan el acuífero,que consumen dotaciones del orden de1000 l/hab/día (IGME, 2016), se ha ido cu-briendo con una mayor explotación delacuífero, mediante equipos de bombeo demayor caudal y colocados, cada vez, amayor profundidad.

En Heredia et al. (2004) se advierte quela calidad del agua para abastecimientoempezaba a empeorar debido a procesosde mezcla con aguas del sustrato evaporí-tico (aumento de la salinidad y descenso

del contenido en tritio) y del acuífero Mio-ceno (aumento del contenido en nitratos).Sin embargo, las bajas salinidades del aguaexplotada y los reducidos contenidos en ni-tratos no preocuparon a los servicios deabastecimiento locales hasta que, en 2015,la calidad empeoró de forma drástica, tor-nándose inadecuada para distintos usos,entre ellos el del abastecimiento a la po-blación.

La alta correlación existente entre elaumento de la salinidad y el descenso delnivel piezométrico indica que, de conti-nuar con el actual ritmo de bombeo, la si-tuación seguirá empeorando, al aumentarel porcentaje de mezcla con las aguas sa-linas del sustrato triásico. Por todo ello, ypor el actual ritmo de descenso del nivelpiezométrico, se requiere de una urgenteactuación encaminada a tomar decisionesque permitan garantizar el abasteci-miento a la población. En primer lugar, sedebería actuar de manera rápida con ob-jeto de reducir las elevadas dotacionesutilizadas para abastecimiento, así comorevisar y reparar las zonas deterioradasde las redes de distribución e identificary anular posibles tomas ilegales de formainmediata. En este sentido se deberíadesagregar parte de la demanda indus-trial, al menos la que no requiera de unagua con calidad para uso potable, aten-diendo a la misma con agua de peor ca-lidad procedente del acuífero mioceno.También se deberían reducir y controlarlas dotaciones de los pozos de regadío,sustituyendo, siempre que sea posible, lasaguas explotadas del acuífero jurásico,por aguas de otros acuíferos y/o poraguas residuales urbanas conveniente-mente tratadas.

Agradecimientos

Esta investigación ha sido parcialmentefinanciada por la Dirección General de Pla-nificación y Gestión de Dominio Público Hi-dráulico de la Consejería de MedioAmbiente y Ordenación del Territorio de laJunta de Andalucía. Asimismo, se agradecea los ayuntamientos de Humilladero yFuente de Piedra el acceso a los datos hi-droquímicos de los sondeos de abasteci-miento municipales. Por último, se quierehacer constar el agradecimiento de los au-tores a los profesores Pablo Jiménez Gavilány Jesús Mateo Lázaro por sus acertados co-mentarios y sugerencias.

GEOGACETA, 62, 2017


Cambios en la calidad del agua subterránea debidos a la explotación intensiva del acuífero carbonático de laSierra de Humilladero (Málaga, España)

Fig. 2.- Evolución piezométrica en el pozo deabastecimiento a Humilladero (Sondeo 1), supe-rior; desviación acumulada y precipitación men-sual en la Sierra de Humilladero, inferior. Verfigura en color en la web.

Fig. 2.- Piezometric evolution in the urban supplywell of Humilladero (Drill 1), up; cumulative de-viation and monthly rainfall in Humilladero Sie-rra, down. See color figure in the web.

Fig. 3.-. Diagrama de Piper del agua subterránea delacuífero de la Sierra de Humillaldero. Ver figura encolor en la web.

Fig. 3.- Piper diagram of groundwater of Sierra deHumilladero aquifer. See color figure in the web.

GEOGACETA, 62, 2017 S. Martos-Rosillo, A. González Ramón, J. Gustavo Heredia Díaz, A. Pedrera Parias y M. Rodríguez Rodríguez


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Fig. 4.-. Evolución del nivel piezométrico, de la conductividad eléctrica y del contenido en nitrato delsondeo 2. Ver figura en color en la web.

Fig. 4.- Evolution of piezometric level , nitrate and electrical conductivity of groundwater in well 2. Seecolor figure in the web.

Introduction

The in-depth knowledge of the interac-tion between surface water (SW) andgroundwater (GW) remains one importantinformation gap in most of the hydrologicalmanagement plans. This is due to the num-ber of uncertainties that constrain the un-derstanding of such relationship. One of themain challenges arises when there are pro-tected ecosystems associated, as well as thenecessity to achieve good quantitative sta-tus of water bodies.

The Río Velez alluvial-deltaic coastalaquifer (Fig. 1) has been classified in the lasthydrological plan issued by the Andalusia

Mediterranean Basin Water Board as agroundwater body (reference: 060-027)supporting protected aquatic ecosystems. Ithas the advantage of having a significantbackground of previous hydrogeologicalstudies that have led to various monitoringnetworks (García Aróstegui, 1998). Thesestudies have pointed out, among other as-pects, the piezometric conditions that canfavor the losing character of the river insome reaches, as well as its gaining beha-vior in others.

The main crops in the study area (sub-tropical fruits) need irrigation. The water forthis comes mainly from the aquifer, al-though some restricted sectors use water

from La Viñuela reservoir, in the headwaterof the Velez River. The agricultural activitiesaffect the quality of the GW due to the fer-tilization practices and the return flow pro-cesses, which increase its salinity.

Although the previous hydrochemicalinformation of this aquifer is relativelyabundant, the published data on the iso-tope contents of the two stable isotopes ofthe water molecule are very scarce: only ele-ven GW samples –indicating and Atlanticmeteoric origin- and one from the reservoirshowing clear evaporation evidences inearly autumn of 2007 (Lentini et al., 2009).

These circumstances make the VelezRiver aquifer a suitable case for the main

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Aquifer-river interaction in the Río Velez aquifer (Málaga, Spain)based on hydrochemical (SO4

2-, NO3-) and stable isotope

(δ2H, δ18O) data

Estudio de la interacción río-acuífero en el caso del Río Vélez (Málaga, España) a partir de datos hidroquímicos(SO4

2-, NO3-) y de isótopos estables (δ2H y δ18O)

Iñaki Vadillo Pérez1, José Benavente Herrera2, Begoña Urresti Estala1, Pablo Jiménez-Gavilán1 and Carmen Almécija Ruiz2

1 Group of Hydrogeology, Faculty of Science, University of Málaga. 29071 Málaga, [email protected], [email protected], [email protected] 2 Water Research Institute and Dpt. of Geodynamics, University of Granada, 18071 Granada, [email protected], [email protected]

ABSTRACT

The Velez River alluvial aquifer is a suitable example for characterizingthe interaction between stream water (SW) and groundwater (GW), basedon the spatial and temporal variation of solutes derived from agriculturalinputs (SO4

2- and NO3-) and stable isotope (δ2H andδ18O) data. Particu-

larly, we provide in this study a significant amount of new isotope data,both in GW and especially in SW, from water samples taken in wet and dryperiods along the river and its banks. The results allow us to identify a reachof the river that shows more clearly the interaction between the two typesof water. The effects of other hydrological processes, such as recycling ofpumped water for irrigation, the relative concentration of GW in dry periods,as well as the local influence in the aquifer of water coming from a nearbyreservoir, can also be suggested from our samplings.

Key-words:Alluvial aquifer, stable isotopes, gaining stream, irrigation recycling,Velez River (Malaga).

RESUMEN

El acuífero aluvial del río Vélez reúne buenas características para carac-terizar la interacción entre aguas de río (SW) y aguas subterráneas (GW), apartir de la variación espacial y temporal de solutos derivados de actividadesagrícolas (SO4

2- y NO3-) y de isótopos estables (δ2H yδ18O). En particular,

este estudio aporta nuevos datos isotópicos, tanto de GW como, sobre todo,de SW, a partir de muestras de agua tomadas en periodos húmedos y secosa lo largo del río y de sus márgenes. Los resultados nos permiten identificarun tramo del río que muestra claramente la interacción entre los dos tiposde aguas. También sugieren los efectos de otros procesos hidrológicos, comoel reciclaje de agua bombeada para el riego, la concentración relativa de GWen los periodos secos, así como la influencia local en el acuífero de agua deun embalse próximo.

Palabras clave: Acuífero aluvial, isótopos estables, río ganador, reciclajede riegos, río Vélez (Málaga).

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96 Hydrogeology / Hidrogeología

objective of this study: characterizing theinteraction between SW and GW, based onthe spatial variation of solutes derived fromagricultural inputs (sulfate and nitrate) andstable isotope (δ2H and δ18O) data of boththe GW and the SW from three samplingcampaigns in different hydrological condi-tions.

Methodology

Three sampling campaigns were carriedout in March, June and November 2013.March and November samplings can beconsidered as representative of wet and dryperiods, respectively, because the rain du-ring September and October that year wasabnormally low. The monitoring network(Fig. 1) consisted of 31 points, 15 of whichare SW and 16 are GW. During the fieldsampling the unstable parameters (EC, T, pHand DO) were measured on the field. In pa-rallel, water samples from stream water andGW -from pumping wells and a few of mo-nitoring boreholes- were collected and thenmeasured following standard protocols inthe laboratories of the Malaga University.Major and minor components, stable isoto-pes of water, sulfate and dissolved inorganiccarbon were determined. In the presentstudy we will consider only the following va-riables: SO4

2-, NO3-,δ2H andδ18O.

The studied portion of the aquifer startsin the sector of the confluence of the riversVelez (E) and Benamargosa (W), as can beseen in figure 1. Then the sampling pointsgo sequentially downstream along thebanks of the river until its mouth.

During the dry period of November boththe Benamargosa River and most of theVelez River were dry, so we were only ableto collect SW samples from point S6 down-wards.

Results and discussion

Figure 2 shows the spatial evolution ofthe studied variables in the November sam-pling. From the headwater sector until a dis-tance of approximately 5 km from the coast,there is a progressive increase of the con-tents of the two considered ions in GW. Thisseems to reflect the influence of recycledwater as far as we get into the area wherethe agricultural activity is more intense. Therecycling process also involves evaporation,and this is the reason for the overall enrich-ment in the isotope contents along this

Fig. 1.- Study area, downstream from the junction of the Vélez (E) and Benamargosa (W) rivers to thecoastal town of Torre del Mar, showing the sampling points: groundwater (circles) and river (triangles).Isopotentiometric lines of groundwater are drawn in white. See color figure in the web

Fig. 1.- Área de estudio, aguas abajo de la confluencia de los ríos Vélez (E) y Benamargosa (O) hasta la loca-lidad costera de Torre del Mar; se indican los puntos de muestreo: aguas subterráneas (círculos) y aguas derío (triángulos). Las líneas isopiezas del acuífero están dibujadas en blanco. Ver figura en color en la web.

reach. In this part of the graph there is aGW sample that shows a sudden increaseof its isotope content, and this is interpretedas a local effect of irrigating the adjacentcrop with reservoir water.

At about 5 km from the coastline, SWis less concentrated than the GW in this sec-tor. It must be pointed out that during thisdry period SW is in fact water of subterra-nean origin cropping out in the river bed.This GW discharge likely involves deeperflows in the aquifer, and then shows less in-fluence of irrigation return flows. From 4 kmto 1 km from the coastline there is great si-milarity in the contents of all the studied va-riables (marked in grey in Fig. 2). Theinteraction between SW and GW in this sec-tor becomes more significant. The GW dis-charge to the river bed is facilitated by thereduction in the thickness of the alluvium(see cross section in Fig. 2). Finally, the netdecrease in the NO3

- content of the GWsample near the coast is likely to be inducedby denitrification processes (Vadillo et al.,2007).

During the March sampling, threegroups can be distinguished according totheir relative isotope contents (Fig. 3). Thegroup that shows more depleted values de-fines the sector of the junction between theBenamargosa and Velez rivers. It is worth tonote the difference in the contents of eachSW, being more depleted in the Velez as aconsequence of the higher altitude of its he-

adwater basin. A second group unifiesgroundwater (G10, G11, G12 and G13) andriver water samples from the central sectorof the aquifer. Here is where the aquifer ex-periences the mentioned narrowing, andthis evidences the GW/SW interaction. Fi-nally, the more enriched GW group indica-tes the influence of the Benamargosa River(S2) that conditions the isotopic composi-tion of the GW in most of the right bank ofthe Velez River alluvium (G3, G6, and G7).This isotopic composition is also found intwo samples near the mouth of the river(G14 and G16).

November sampling (Fig. 3) has the hig-hest number of points, particularly in the se-

cond group. It shows the isotope enrich-ment by the recycling of pumping and infil-tration of the evaporated water into theaquifer, as can be noticed by the alignmentof samples along the evaporation line (slope4-5). The similarity between SW and GW in-dicates that GW is supplying the flow alongthe river.

A SO42--δ18O plot for the March sam-

pling (Fig. 4) illustrates about the differenceof SO4

2- concentration between SW and GWsamples: the average concentration in GWis 165 mg/L opposite to 115 mg/L of SW. Italso shows the isotopic enrichment of waterdue to the recycling of pumped GW.

Samples from the upper part of the

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97Hydrogeology / Hidrogeología

Aquifer-river interaction in the Río Velez aquifer (Málaga, Spain) based on hydrochemical (SO42-, NO3-) and stable isotope

(δ2H,δ18O) data

Fig. 2.- Longitudinal cross sectional sketch of the aquifer along the Velez river showing the spatial evolution of the studied variables during one of thesamplings (dry period). See color figure in the web

Fig. 2.- Corte longitudinal del acuífero a lo largo del río Vélez con indicación de la evolución espacial de las variables estudiadas durante uno de los mues-treos (periodo seco). Ver figura en color en la web.

Fig. 3.- Plots of the isotope contents of the samples in different hydrological conditions. Parallel linesindicate meteoric conditions. See color figure in the web

Fig. 3.- Gráficos de los contenidos isotópicos de las muestras en dos situaciones hidrológicas dife-rentes. Las líneas paralelas indican condiciones meteóricas. Ver figura en color en la web.

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98 Hydrogeology / Hidrogeología

study area (S1, S2 and G2) have the lowestSO4

2- contents, as the agricultural pollutionis less intense in this sector.

The same plot for November samplingshows an increase of SO4

2- concentration forGW samples (165 mg/L to 200 mg/L) andfor SW samples (115 mg/L to 185 mg/L).This reflects the dryer condition of the sam-pling period. The isotopic signature of theSW now approaches the value of the GW inMarch (about -5,8 ‰). This again confirmsthe spatial interaction between the twotypes of water.

Conclusions

This study provides a significant amountof new data on the isotope (δ2H andδ18O)contents of the Velez River groundwaterbody (Malaga province), and especially ofthe stream water, in samples taken in threedifferent campaigns following the mainflow directions. The data set includes con-tents in two dissolved species (SO4

2-, NO3-)

linked with the impact of the agriculturalpractices –the main wealth of the studyarea- on the water resources.

There is a general process of groundwa-ter concentration along the flow, which be-comes more intense in the dry periods. Theincrease in solutes comes mainly from therecycling of pumped water used for irriga-tion and then re-infiltrated. This imposes adiffuse isotopic imprint to the groundwaterdue to the evaporative fractionation. Besi-des, there is another local effect of isotopicenrichment due to crop irrigation withwater from the La Viñuela reservoir.

Hydrochemical and isotopic composi-tion of the aquifer in the upper part of thestudy area is conditioned by the infiltrationof the Velez river water. The river composi-tion in the central sector of the aquifer is in-fluenced by its gaining character. It is in thissector where the interaction between bothtypes of waters is more intense, as can bededuced from the major ionic and isotopicsimilarities between them.

Acknowledgements

The present study has been carried outin the framework of (a) the Coordinated Re-search Project F33020 “Environmental iso-

tope methods to assess water quality issuesin rivers impacted by groundwater dis-charge” promoted by the International Ato-mic Energy Agency (IAEA), and (b) theResearch Groups RNM-126 and RNM-308of the Andalusia Government.

We thank Prof. M.C. Hidalgo Estévez(University of Jaén) and other anonymousreviewer for their valuable comments of themanuscript.

References

García Aróstegui, J. L. (1998). Estudio hidro-geológico y modelización del acuífero delos ríos Vélez y Benamargosa (Málaga).PhD Thesis University of Granada. 377 pp.

Lentini, A., Kohfahl, C., Benavente, J., García-Aróstegui, J. L., Vadillo, I., Meyer, H. andPekdeger, A. (2009). Environmental Geo-logy 6,1785–1795.

Vadillo, I., Benavente J., El-Mabrouki, K., Ca-rrasco, F., López, V. and García-Aróstegui,J.L. (2007). In: Water Pollution in naturalPorous media at different scales, WAPO.Instituto Geológico y Minero de España,549-555.

Fig. 4.- Plot ofδ18O versus sulphate contents of the samples in one of the samplings campaigns. See color figure in the web

Fig. 4.- Gráfico de los contenidos deδ18O respecto de los sulfatos en uno de los muestreos. Ver figura en color en la web.

Introducción

En este artículo se desarrolla una nuevametodología para la separación en compo-nentes de flujo, de las series temporales decaudal total, registrado en las estaciones deaforo. El método se basa en modelos de de-pósitos lineales en paralelo (PLR) y más con-cretamente en la ecuación de relacionesdinámicas propuesta por Mateo-Lázaro etal. (2015), que tiene tres puntos a destacar:(1) La ecuación facilita la etapa de calibra-ción que, mediante ajuste de mínimos cua-drados determina una única y óptima

solución, frente a otras metodologías queencuentran soluciones con selección ma-nual en la estimación de parámetros. Talsería el caso de los ajustes logarítmicos ográficos de los modelos de celdas. (2) Nor-malmente se establece una separación deflujo en dos componentes, rápido y lento,pero con los modelos PLR puede habercomponentes intermedias que, en ocasio-nes, representan bien los reservorios realesde las cuencas. (3) A diferencia de otras me-todologías, con ésta, si se conoce una com-ponente o la descarga total, la ecuación derelaciones dinámicas permite deducir las

demás componentes de flujo como soluciónúnica, sin necesidad de realizar estimacio-nes de reparto de flujo de forma manual.

Los modelos de depósitos han sido usa-dos tradicionalmente en hidrología para re-presentar diferentes estadios y característicasde las cuencas.

El flujo de base de los cauces superfi-ciales y manantiales lleva siendo estudiadodurante más de un siglo (Boussinesq, 1877;Maillet, 1905). Moore (1997), Griffiths yClausen (1997), y Dewandel et al. (2003)sintetizan una gran cantidad de trabajos deesta disciplina.

GEOGACETA, 62, 2017


Recepción: 5 de febrero de 2017Revisión: 26 de marzo de 2017



Método PLR para la separación del flujo de base continuo y suaplicación con la serie temporal del río Bergantes

PLR method for the separation of continuous base flow and its application with the time series of the Bergantes river

Jesús Mateo Lázaro1, José Á. Sánchez Navarro1, Alejandro García Gil1, Vanesa Edo Romero1 y Jorge Castillo Mateo2

1 Departamento de Ciencias de la Tierra. Universidad de Zaragoza, Pedro Cerbuna 12, 50.009 Zaragoza, España.

[email protected] / [email protected] / [email protected] / [email protected] Departamento de Matemáticas. Universidad de Zaragoza, Pedro Cerbuna 12, 50.009 Zaragoza, España.

[email protected]

ABSTRACT

The main objective of this work is to present the models based on ParallelLinear Reservoirs (PLR models) as an ideal method to carry out the base-flowseparation from time series of total discharge. A new method of analysis andseparation of flow components based on equations of dynamic relations bet-ween parallel connected deposits is developed in this article. Reference is alsomade to the methodology of adjustment and calibration of PLR models basedon the recession curves of the real hydrographs. The Dynamic Relations equationsets up a single solution for the parameters that govern PLR models, and allowsthe separation of the flow components as an optimal mathematical solution.With these models more than two flow components can be established to as-sess the water routing through the basin. The models are tested against thecontinuous register of the Bergantes river located in the NE of Spain. Simulationswere carried out with two reservoirs (2R models) and with three reservoirs (3Rmodels). With the results of the models, flow duration curves (FDCs) were ela-borated, thus allowing assessing the origin of the water resources of the basin,their guarantee of regulation and availability.

Key-words: Availability of water resources; base-flow separation; analysisof recession curves; PLR models; SHEE software.

RESUMEN

El objetivo principal de este trabajo es presentar modelos basados endepósitos lineales en paralelo (PLR) como método idóneo para la separacióndel flujo de base a partir de series temporales de descarga total. Se desarro-lla un nuevo método de análisis y separación de las componentes de flujobasado en ecuaciones de relaciones dinámicas entre depósitos conectadosen paralelo. También se hace referencia a la metodología de ajuste y cali-bración de los modelos PLR a partir de curvas de recesión de hidrogramasreales. La ecuación de relaciones dinámicas establece una solución únicapara los parámetros que rigen los modelos PLR, y permite separar las com-ponentes de flujo como una solución matemática óptima. Con estosmodelos, para evaluar el recorrido del agua a través de la cuenca, se puedenestablecer más de dos componentes de flujo. Con el registro continuo delrío Bergantes se hacen simulaciones de modelos de dos depósitos (2R), y detres depósitos (3R), y se elaboran curvas de probabilidad de excedencia(FDCs), que son idóneas para evaluar el origen del recurso hídrico de lacuenca, su garantía de regulación y su disponibilidad.

Palabras clave: Disponibilidad de recursos hídricos; separación del flujode base; análisis de curvas de recesión; modelos PLR; programa SHEE.

GEOGACETA, 62, 2017 J. Mateo Lázaro, J.Á. Sánchez Navarro, A. García Gil, V. Edo Romero y J. Castillo Mateo


Fundamentos del método PLR

En los modelos PLR, las relaciones di-námicas entre depósitos se rigen por laecuación 1, definida por primera vez enMateo-Lázaro et al., (2015).

donde nr es el número de reservorios(también llamados celdas y depósitos) quecomponen el modelo. En modelos de dosdepósitos, uno representa el flujo rápido yel otro es el flujo de base. Q0i andαi sonparámetros del modelo que se determinana partir de curvas de recesión de los hidro-gramas.αi se denomina coeficiente de re-cisión o decaimiento (depletion or recessioncoefficient), y también se conoce como fac-tor de respuesta (response factor). Q0i es, enun instante dado, el caudal que proviene deldepósito i, siendo el mismo instante paratodos los Q0i.

En Mateo-Lázaro et al., (2017) se ex-pone detalladamente el desarrollo matemá-tico completo del método de separación deflujo con la ecuación 1. Otros ejemplos deaplicación se pueden encontrar en Mateo-Lázaro et al. (2013, 2014, 2015, 2016a,2016b y 2017).

Calibración de los modelos PLR

Para usar el modelo, previamente se ca-libran los parámetros de control Q0i yαi a

partir de curvas de recesión de la serie tem-poral de descarga.

Las curvas de recesión son segmentosdel hidrograma fuertemente condicionadospor la aportación de agua desde los reser-vorios naturales, es decir, que representanla respuesta de la suma de múltiples con-tribuciones provenientes de los reservoriosnaturales de las cuencas.

Estos segmentos pueden analizarse in-dividual o colectivamente. Se adopta tradi-cionalmente un enfoque gráfico, sinembargo, en Mateo-Lázaro et al. (2015), re-cientemente se desarrolla un método com-pletamente automático basado en el ajustemediante mínimos cuadrados combinandola ecuación de Maillet (1905) con la ecua-ción 1 de relaciones dinámicas.

Aplicación al río Bergantes

La aplicación de la metodología descritase ha llevado a cabo con la serie temporal dedescarga del río Bergantes en la estación deaforos A031 del Sistema Automático de Infor-mación Hidrológica (SAHI) del Ministerio deMedio Ambiente de España. Los registros dela serie son cada 15 minutos, comienzan el 6de febrero de 1997 y terminan el 18 de mayode 2015 resultando unos 620.000 registros.En la figura 1 se representa la Cuenca del ríoBergantes, su relieve, la red de drenaje y la es-tación de aforo.

Resultados

Establecimiento de modelos PLR

Para establecer los modelos PLR se hanseleccionado 4 curvas de recesión represen-tativas aplicando la metodología de ajustepara dos tipos de modelo, de 2 depósitos(2R) y de 3 depósitos (3R). Los parámetrosde las 4 curvas se proyectan en la figura 2en escala logarítmica, -Ln(α) vs -Ln(Qo) parael modelo 3R, donde los parámetros estánalineados. El modelo genérico aplicable a laserie temporal completa se establece con lamedia de los parámetros de cada modelode evento, que es la resultante que arrojamejor ajuste por mínimos cuadrados y seacerca a la recta de regresión. En la tabla Ise dan los parámetros de cada modelo ge-nérico 2R y 3R.

Separación de flujos con modelos PLR

Con los parámetros Qo yα de los mo-delos genéricos de la tabla I, se ha realizadola separación del flujo de cada depósitopara la serie continua. En las figuras 3 y 4,se representan 6 tramos que pertenecen ala serie temporal del Bergantes.

El flujo de base del modelo 3R, es menorque en el modelo 2R, pero se contempla undepósito intermedio que influye decisiva-mente en la regulación de la cuenca.

Q1

Q01

1α1 =( ) )( =

1α1Qi

Qoi

Qnr

Qonr

1α nr( ) [1]

Fig. 1.- Representación altimétrica de la Cuencadel Bergantes, con la localización de la estaciónde aforos (color verde) y pluviómetros (color rojoy el verde). Ver figura en color en la web.

Fig. 1.- Altimetrical representation of the Bergan-tes watershed, with the locations of the streamgauge (green color) and rain gauges (red andgreen colors). See color figure in the web.

Model Alfa1 Alfa2 Alfa3 Qo1 Qo2 Qo32R 4,54E-06 4,33E-05 7,48E-08 2,69E-073R 2,30E-06 1,57E-05 1,37E-04 2,85E-08 9,68E-08 2,32E-07

Tabla I.- Parámetros de calibración de los modelos 2R y 3R.

Table I.- Calibration parameters of the 2R and 3R models.

Fig. 2.- Parámetros de calibración, Qo y α , de las 4 curvas de recesión para el modelo 3R. Ver figuraen color en la web.

Fig. 2. Calibration parameters, Qo andα, of the 4 recession curves for the 3R model. See color figure in the web.

Desde el punto de vista puramente ma-temático ambos modelos, 2R y 3R, se pue-den ajustar con un gran rendimiento a lascurvas de recesión reales, pero en términosde conceptos convencionales de separacióndel flujo de base, el modelo 3R parece másplausible que 2R, especialmente con cau-dales bajos o moderados (menores de 40-50 m3/s), que son los que circulan conmayor frecuencia.

Esta cuenca se podría describir contres flujos, uno rápido correspondiente alflujo superficial que tiene relevancia du-rante las crecidas del río. Un flujo inter-

medio que se podría correlacionar con lacirculación en galerías cársticas de mayortamaño y flujo difuso, y un tercer flujolento que correspondería a la circulacióna través de diaclasas de acuíferos cársti-cos y a los suelos granulares de las terra-zas aluviales.

Discusión y Conclusiones

La ecuación de relaciones dinámicasentre depósitos ecuación 1 (Mateo-Lázaroet al., 2015), permite establecer modelos deseparación de flujo en dos o más compo-

nentes y con muy pocos parámetros (Qoi

andαi), es decir, son parsimonious models,término como se les conocen en el mundoanglosajón.

Flow duration curves (FDCs)

Con la serie temporal completa y losresultados de separación de flujo, en la fi-gura 5 se han generado curvas de proba-bilidad de excedencia (FDCs) para elmodelo 3R. Se trata de curvas de frecuen-cia acumulada que muestran porcentajesde tiempo durante el cual, una determi-

GEOGACETA, 62, 2017


Método PLR para la separación del flujo de base continuo y su aplicación con la serie temporal del río Bergantes

Fig. 3.- Separación de flujo con el modelo 2R, para los seis tramos seleccionados de la serie temporal de la cuenca del río Bergantes. Ver figura en color en la web.

Fig. 3.- Flow separation with the 2R model for the six stretch selected of the time series of the Bergantes river catchment. See color figure in the web.

Fig. 4.- Separación de flujo con el modelo 3R, para los seis tramos seleccionados de la serie temporal de la cuenca del río Bergantes. Ver figura en color en la web.

Fig. 4.- Flow separation with the 3R model for the six stretch selected of the time series of the Bergantes river catchment. See color figure in the web.

GEOGACETA, 62, 2017 J. Mateo Lázaro, J.Á. Sánchez Navarro, A. García Gil, V. Edo Romero y J. Castillo Mateo


nada descarga se iguala o supera (excee-dance probability). Las FDCs también sepueden aplicar a cada componente deflujo, y así analizar las características delos depósitos naturales de la cuenca asig-nados a cada flujo.

Para establecer las FDCs, los valoresde caudal se ordenan de mayor a menor,acompañados de los valores de separa-ción asociados a cada valor de caudaltotal. En todas las FDCs, descarga total,flujo de base, flujo rápido y flujo interme-dio, siguen una distribución decreciente.

Las diferencias entre las curvas decada componente son evidentes. La curvade flujo rápido (QFDC) decrece rápida-mente, frente a la curva del flujo de base(BFDC) que se mantiene en el tiempo. LaQFDC presenta valores muy elevados alprincipio, pero la mayor parte del tiempopresenta valores más bajos que los de laBFDF.

Las curvas de cada componente secortan en determinados puntos, un puntopara el modelo 2R y tres puntos para elmodelo 3R. En la figura 5b se muestran amayor escala los puntos de corte para mo-delo 3R, donde se observa que con muypoca frecuencia, 0,07% - 0,32% (0,24 –1,15 días/año), es el reservorio intermedioel que predomina. Solamente 0,24

días/año, y coincidiendo con los episodiosde crecida del río, es el depósito rápido elque aporta mayor caudal. En cambio, esel depósito del flujo de base quien contri-buye la mayor parte del tiempo, 364días/año. En cuencas con crecidas más fre-cuentes como la del Alcanadre, el flujo debase sigue predominando durante 350días/año.

Contribución de cada componente deflujo a la descarga total

Si se integran las FDCs se puede ob-tener el volumen de agua que aporta cadacomponente de flujo a la descarga total.Los resultados en volumen medio anual ycomo porcentaje de cada depósito estánen la tabla II. Para el modelo 3R se deduceque para el río Bergantes en términos depromedio anual, la descarga total es de41 hm3/año, de los cuales 5 hm3 circulanpor el depósito rápido, 8 hm3 circulan porel intermedio y 28 hm3 circulan por el re-servorio del flujo de base.

Ahora se tiene conocimiento de la re-levancia del depósito lento, con dos as-pectos a destacar, uno en cuanto alvolumen anual del agua que circula por eldepósito, 28 hm3 que es el 68% de la des-carga total del río. El segundo aspecto

hace referencia a la capacidad de regula-ción del recurso hídrico, como un embalsenatural que reparte el agua durante 364días/año, y que representa la principalaportación de agua superficial del río Ber-gantes.

Agradecimientos

Se señala reconocimiento expreso aeditores y revisores, Eduardo Garrido yanónimo. Por otra parte, este trabajo hasido parcialmente subvencionado por elGrupo de Investigación “Análisis de Cuen-cas Sedimentarias Continentales” del Go-bierno de Aragón y Fondos FEDER aquienes se transmite gratitud.

Referencias

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Mateo-Lázaro, J. Sánchez-Navarro, J.A. Gar-cía-Gil, A. Edo-Romero, V. y Castillo-Mateo,J. (2017). Journal of Hydrology, in press.

Moore, RD. (1997). Journal of Hydrology 198,260-270.

Fig. 5.- Parámetros de calibración, Qo y α , de las 4 curvas de recesión para el modelo 3R. Ver figuraen color en la web.

Fig. 5. Calibration parameters, Qo and α , of the 4 recession curves for the 3R model. See color figurein the web.

Model Discharge volume (hm3/year) Ratio (%) Streamflow Cell 1 Cell 2 Cell 3 Streamflow Cell 1 Cell 2 Cell 3

2R 41 8 33 100% 19% 81%3R 41 5 8 28 100% 13% 19% 68%

Tabla II.- Distribución de la descarga de cada celda o depósito.

Table II.- Distribution of discharge in each cell or reservoir.

Introducción

La producción de ácido fosfórico por laindustria fertilizante genera grandes canti-dades de un subproducto conocido comofosfoyeso. El fosfoyeso está formado princi-palmente por yeso pero contiene otros mi-nerales accesorios resultado del ataque ácidode la roca fosfática (fluorosilicatos, fluoruros,etc.), así como fosfatos no atacados, materiaorgánica y minerales de la ganga (cuarzo,feldespato, etc.). Además, el fosfoyeso tam-bién contiene ácidos residuales del procesoalojados como agua intersticial que presen-tan elevadas concentraciones de metales,metaloides y radionucleidos (Pérez-López et

al., 2016). La presencia de estas impurezaslimita drásticamente la reutilización de estossubproductos, de tal modo que suelen de-positarse como residuos en balsas cercanasa la planta industrial. A este respecto, lasprácticas destinadas a la gestión de este re-siduo han ido dirigidas siempre a mitigar laliberación de contaminantes mediante la im-plantación de materiales impermeables. Sinembargo, estos residuos pueden contenerelevadas concentraciones de elementos deinterés económico (Binnemans et al., 2013)cuya recuperación podría convertir este re-siduo en materia prima y ayudar a compen-sar los gastos generados en su gestión. Eneste sentido, Europa afronta el reto del ago-

tamiento progresivo de sus recursos mine-rales debido a la intensa explotación sufridaa lo largo de años. Aunque las materias pri-mas son indispensables para la economíade la Unión Europea, su disponibilidad estáen peligro por el aumento en la demanda anivel mundial. El panel de expertos en ma-terias primas identifica un grupo de materiasprimas críticas o ‘Critical Raw Materials’ (ele-mentos de las tierras raras, Sb, Be, Co, Ga,Ge, Mg, In, Nb, Ta y elementos de los plati-noides) que poseen un elevado valor eco-nómico por sus aplicaciones industriales ytecnológicas pero que presentan un altoriesgo de suministro para la economía de laUE (European Comission, 2014).

GEOGACETA, 62, 2017


Recepción: 1 de febrero de 2017Revisión: 30 de marzo de 2017



ABSTRACT

This paper addresses the potential of the phosphogypsum generated bya fertilizer plant in SW Spain as a source of elements of economic interest,estimating the available metal reserves and discussing the technological andeconomic pros and cons of this potential source of raw materials. In general,elements of economic interest are found in these wastes below he gradescommonly reported in conventional deposits. However, the huge tonnage ofwastes stockpiled constitutes a significant secondary source of elements.Around 30,400 t of B, 28,000 t of rare earth elements (REE), 1800 t of U,1400 t of Cr, 1300 t of V and lesser amounts of other elements of economicinterest (e.g. Cu, Ni, Sc and Ga) are enclosed in the phosphogypsum. Thehigh market values for some of these elements could justify their exploitation.The recovery of these elements is technically feasible, although intense re-search in refining processes is needed in order to increase the purity of thefinal product.

Key-words: Phosphogypsum, critical raw materials, waste valorization.

RESUMEN

Este trabajo trata de explorar el potencial de los fosfoyesos generados enuna planta de fertilizantes en el SO España como fuente de elementos de inte-rés económico, estimando las reservas disponibles y evaluando las limitacionestecnológicas y económicas en la valorización de estos residuos. Las leyes de ele-mentos de interés económico observadas en estos residuos están por debajode las leyes explotadas actualmente en depósitos convencionales. Sin embargo,el gran volumen de residuos depositados (100 Mt) constituye una gran fuentesecundaria de elementos. Alrededor de 30400 t de B, 28000 t de tierras raras,1800 t de U, 1400 t de Cr, 1300 t de V y cantidades inferiores de otros elemen-tos (Cu, Ni, Sc, Ga, etc.) están contenidas en los fosfoyesos de Huelva. El elevadoprecio en el mercado de alguno de esos elementos justificaría su explotación.La recuperación de estos elementos es técnicamente posible, aunque se preci-san mejoras en los procesos de refinado para incrementar la pureza delproducto final.

Palabras clave: Fosfoyeso, materias primas críticas, valorización de residuos.

Estudio preliminar del depósito de fosfoyesos de Huelva como fuentepotencial de elementos de interés económico

Preliminary study of Huelva phosphogypsum stacks as a potential source of elements of economic interest

Carlos Ruiz Cánovas, Rafael Pérez López, Ricardo Millán y José Miguel Nieto

Departamento de Ciencias de la Tierra, Universidad de Huelva, Campus “El Carmen”, 21071 Huelva, España.

Research Center on Natural Resources, Health and the Environment (RENSMA), University of Huelva, 21071 Huelva, Spain.

[email protected]; [email protected]; [email protected]; [email protected]

Los expertos advierten de que otras ma-terias primas, como Cr, V, Ni, Zn, Mn, Al, Fe,Mo, Re o Se, que actualmente no están enun riesgo crítico, podrían estarlo a cortoplazo si cambian las variables que controlansu suministro. Los mayores productores deestos ‘Critical Raw Materials’ se encuentranfuera de la UE, especialmente China, y estadependencia no hará más que aumentar enel futuro, ya que las necesidades de materiasprimas están llamadas a crecer bajo elefecto de las tecnologías emergentes. Porconsiguiente, la Unión Europea recomiendala investigación de nuevas fuentes de re-cursos minerales y el desarrollo de técnicaseficientes de aprovechamiento. Una de lasfuentes más prometedoras de materias pri-mas es la valorización de residuos. La ob-tención de materias primas a partir de resi-duos reduce la presión sobre la demandade estas materias, el volumen de residuosgenerado y el consumo energético derivadosde las actividades de extracción y procesadodel mineral. En este sentido, este estudioexplora la posibilidad de usar el fosfoyesode Huelva como una fuente de elementosde interés económico, estimando las reser-vas disponibles y discutiendo los pros y con-tras de esta fuente potencial.

Materiales y métodos

Durante varios muestreos se recogieronmuestras superficiales y en profundidad defosfoyeso (n=49) debido a la heterogenei-dad química del material (Desviación es-tándar relativa promedio de 81%). Lasmuestras se secaron en el laboratorio(30ºC), se molieron y preservaron en botesesterilizados hasta su análisis. Se determinóla composición total de las muestras me-diante ICP-AES e ICP-MS tras digestión conagua regia; se añadieron 10 mL de aguaregia (12 mol/l de HCl y 15.8 mol/l de HNO3

en una relación 3:1) a 1 g de muestra enreactores de Teflón. La digestión tuvo lugardurante 20h en una campana extractora atemperatura ambiente y posteriormente du-rante 1 h a 100ºC hasta la completa diso-lución de la muestra. Por otra parte, la ex-tracción de los diferentes metales de interéseconómico (tierras raras, B, Be, Co, Cr, Cu,Ga, Ge, Mo, Ni, Nb, Se, Sc, Sb, Ta, U y Zn)se realizó mediante ensayos de lixiviacióncon ácidos comerciales en una relación só-lido:líquido 1:20 a temperatura ambiente.Se han estimado las reservas de elementosde interés económico en la balsa de fosfo-

yesos de Huelva a partir de las concentra-ciones medias de cada elemento y la can-tidad de fosfoyesos depositada (100 Mt).El valor de mercado de estas reservas secalculó a partir del precio establecido porla U.S Geological Survey (USGS, 2016) y elLondon Exchange Metal Market (LME,2016).


Estimación de leyes y comparación condepósitos convencionales

La tabla I muestra la abundancia deelementos de interés económico en los fos-foyesos de Huelva. La materia prima críticamás abundante es el B (contenido mediode 304 mg/kg), seguido de las tierras rarasligeras (LREE, La-Sm; 160 mg/kg) y pesadas(HREE, Eu-Lu e Y; 123 mg/kg). Menorescantidades de otras materias primas críticascomo Cr (14 mg/kg), Co (11 mg/kg), Sb(0,38 mg/kg), Sb (0,22 mg/kg) o Nb (0,18mg/kg) fueron encontradas en el fosfoyeso,Este residuo también alberga concentracio-nes significativas de otros elementos de in-terés económico como el Zn (156 mg/kg),U (18 mg/kg), V (13 mg/kg) y Cu (11

mg/kg). El contenido medio en otros ele-mentos de interés económico como Ni, Sc,Ga, Ge o Ta es inferior a 10 mg/kg en elfosfoyeso. La viabilidad económica de unaexplotación depende principalmente de laley del elemento de interés en el mineral.Si consideremos un valor medio de 283mg/kg de tierras raras en el fosfoyeso, ob-tendríamos una ley de 0.034% de óxidosde tierras raras (REO). Comparando estevalor con aquellos comúnmente encontra-dos en depósitos convencionales como car-bonatitas, depósitos asociados con rocasígneas alcalinas o depósitos lateríticos, es-taría uno o dos órdenes de magnitud pordebajo (Fig. 1) de dichos valores (0,33-9,7%). Sin embargo, si consideramos losvalores de depósitos de baja ley actual-mente explotados como yacimientos de tipoplacer, estos valores serían comparables alos encontrados en el fosfoyeso (Fig. 1).

El contenido en otros elementos tam-bién se encontraría en niveles inferiores alos observados en depósitos convencionales.Por ejemplo la ley de B2O3 en el fosfoyesosería del 0,1%, un valor considerablementeinferior al encontrado en depósitos de co-lemanita y ulexita (20-45%; Kistler y Hel-vaci, 1994). En el caso del Cr, la ley en

GEOGACETA, 62, 2017 C. Ruiz Cánovas, R. Pérez López, R. Millán y J.M. Nieto

104 Geología Ambiental / Environmental Geology

Concentración Precio Reservas estimadas Valor estimado mg/kg USD/kg ton Millones USD

100 Mt 8721

MPC B 304 4,6 30425 12

LREE 160 35 16005 584HREE 123 206 12297 1116

Cr 14 17 1374 24Co 11 28 109 3,0Sb 0,38 8,4 38 0,32Be 0,22 508 22 11Nb 0,12 42 13 0,53OEI Zn 159 1,4 15897 23U 18 61 1807 111V 13 8,8 1278 11

Cu 11 4,9 1126 5,5Se 4,1 53 518 27Ni 5,2 8,6 405 3,5Sc 3,2 15000 316 4738Ga 1,5 197 151 30Ge 1,1 1906 104 198Mo 0,82 18 82 1,5Ta 0,45 320 45 14

Tabla I. Reservas estimadas (toneladas) y valor estimado (millones USD) de materias primas críticas (MPC)y otros elementos de interés económico (OEI) en el fosfoyeso de Huelva.

Table I. Estimated reserves (tonnes) and valuation (million USD) of critical raw materials and other ele-ments of economic interest in the Huelva phosphogypsum.

Cr2O3 es del 0,002%, muy inferior a los va-lores encontrados en depósitos de cromita(45%; Mosier et al., 2012). Por tanto, loselementos contenidos en el fosfoyeso deHuelva se encuentran en uno o varios ór-denes de magnitud por debajo de los de-pósitos actualmente explotados. Sin em-bargo, el largo periodo de actividadindustrial en Huelva ha causado la acumu-lación de un gran volumen de residuos (al-rededor de 100 Mt) que podrían recupe-rarse si se desarrollan métodos deextracción efectivos. Esta posibilidad es es-pecialmente interesante para países con es-casez de depósitos minerales de estos ele-mentos, como es el caso de España.

Estimación de reservas contenidas en losfosfoyesos de Huelva y valoracióneconómica

La tabla I muestra las reservas estima-das de los elementos de interés económicoy su valor teórico en el mercado. El fosfoyesode Huelva constituye una gran reserva deelementos de interés económico; alrededorde 30400 t de B, 16000 t de tierras raras li-geras y Zn, 12000 t de tierras raras pesadas,1800 t de U, 1400 t de Cr, 1300 t de V ycantidades inferiores de otros elementoscomo Cu, Ni, Sc and Ga se acumulan en losfosfoyesos. Estas reservas tienen un indu-dable interés económico, su valor teóricode acuerdo al precio actual en el mercadoes de alrededor de 8721 millones USD. Apesar de estar en bajas concentraciones, lasreservas de Sc son las más valoradas (i.e.4738 millones USD) debido al alto preciodel Sc en el mercado (15000 USD/kg, TablaI). Otros elementos cuya explotación podríaser rentable son las tierras raras con un

valor aproximado de 1116 y 584 millonesUSD, Ge (198 millones USD) y U (111 mi-llones USD). El resto de elementos de interéseconómico posee un valor que no excedede los 30 millones USD.

Consideraciones tecnológicas yeconómicas

Sin embargo, esta valoración está ba-sada en los precios actuales de mercado,asumiendo un producto final de elevadapureza y una recuperación total de los ele-mentos contenidos en el fosfoyeso. Ambascondiciones son actualmente difíciles de al-canzar en un proceso industrial. La figura 2muestra los porcentajes de recuperación delos elementos de interés económico conte-nidos en el fosfoyeso mediante ácidos co-merciales. La lixiviación con HNO3 3M ob-tuvo una eficiencia del 70-99% para tierrasraras, Cr, Sb, Be, Se y Sc, y valores inferioresal 60% para el resto de elementos. La lixi-viación con HCl 1M fue menos eficiente,especialmente para tierras raras (65-70%),mientras la menor eficiencia fue obtenidausando H2SO4 0.5M con una recuperacióndel 50-60% para tierras raras, Sb, Cr y Se.Lo más destacable es la elevada eficienciaen la lixiviación de Sc (alrededor del 100%)independientemente del ácido usado.

Sin embargo, una vez en solución, loselementos de interés han de ser concentra-dos y separados selectivamente para obte-ner un producto de elevada pureza quecumpla los requerimientos del mercado. Esteúltimo aspecto es crítico en el proceso devalorización de los fosfoyesos, tal y comoresaltaron Kulczycka et al. (2016) en unaplanta de fertilizantes en Polonia donde seprobó la recuperación de tierras raras a par-

tir de la lixiviación con H2SO4 y concentra-ción posterior. Sin embargo, la baja purezadel concentrado resultó en un bajo preciode venta, a pesar de lo cual, resultó ser unaactividad rentable. Sin embargo, la fuerteinversión inicial y las fluctuaciones en elprecio de las tierras raras evitaron la co-mercialización del producto.

En los últimos años la investigación enmétodos selectivos de separación de ele-mentos de interés económico y procesos derefinado en la industria fertilizante ha sidointensa, especialmente para U y REE (e.g.Mayyas et al., 2014; Rollat, 2016). Sin em-bargo, menos atención han recibido otroselementos contenidos en el fosfoyeso (e.g.Sc, Ga, Ge, B, Cr o Mo), aunque sí se handesarrollado métodos de extracción y puri-ficación en otras matrices que podrían seraplicadas de manera exitosa a los fosfoyesosa corto plazo.

Conclusiones

Este estudio resalta la existencia dereservas de elementos de interés econó-mico en fosfoyesos generados por la in-dustria fertilizante que podrían ser explo-tadas. Alrededor de 30400 t de B, 28000t de tierras raras, 16000 t de Zn, 1800 tde U, 1400 t de Cr, 1300 t de V y cantida-des inferiores de otros elementos de inte-rés económico (Cu, Ni, Sc, Ga, etc.) estáncontenidos en los fosfoyesos de Huelva.El elevado precio de elementos como Sc,las tierras raras o el U podría fomentar lavalorización de este tipo de residuos. Larecuperación de estos elementos es téc-nicamente factible debido al avance enlos métodos selectivos de recuperación enlos últimos años. Sin embargo, aún se re-quieren avances en los procesos de refi-nado para conseguir un producto con lapureza requerida por el mercado. Este as-pecto es crítico dado que controla el preciode mercado, y por tanto la viabilidad delproceso de valorización.

Agradecimientos

Este trabajo ha sido financiado por laJunta de Andalucía a través del proyectoFOREVER (P12-RNM-2260) y el Ministeriode Economía y Competitividad a travésdel proyecto SCYRE (CGL2016-78783-C2-1-R). Los autores agradecen además la fi-nanciación recibida para el trabajo del Co-mité de Expertos para el “Diagnóstico

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105Geología Ambiental / Environmental Geology

Estudio preliminar del Depósito de Fosfoyesos de Huelva como fuente potencial de elementos de interés económico

Fig. 1. Comparación de la ley en óxidos de tierras raras (REO) en el fosfoyeso de Huelva con los depósitosconvencionales comúnmente explotados. A partir de datos de BGS (2011). Ver figura en color en la web.

Fig. 1. Comparison of the rare earth oxide (REO) grade in Huelva Phosphogypsum with those reported inconventional deposits commonly exploited. Data from BGS (2011). See color figure in the web.

GEOGACETA, 62, 2017 C. Ruiz Cánovas, R. Pérez López, R. Millán y J.M. Nieto

106 Geología Ambiental / Environmental Geology

ambiental y propuestas de restauraciónde las balsas de fosfoyesos de Huelva”.Los autores quieren agradecer a Lucas Va-

dillo y un revisor anónimo por la revisióndel manuscrito, que mejoró notablementela versión inicial.

Referencias

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Fig. 2. Comparación en la eficiencia de extracción de los diferentes elementos de interés económico enel fosfoyeso de Huelva usando diferentes ácidos comerciales. Ver figura en color en la web.

Fig. 2. Comparison of leaching rates for different elements of economic interest enclosed in the Huelvaphosphogypsum using different commercial acid solutions. See color figure in the web.

Introducción

Para mantener los actuales niveles deproducción agrícola en el mundo es básicala obtención de fertilizantes fosfatados.Éstos son elaborados a partir de ácido fos-fórico, el cual se obtiene por la digestión derocas fosfóricas con ácido sulfúrico. Esteproceso conlleva la generación de un sub-producto residual: el fosfoyeso. Por cada to-nelada de ácido fosfórico se generan 5toneladas de fosfoyeso, cuya producciónanual se estima en alrededor de 280 millo-nes de toneladas al año (Tayibi et al., 2009).

La composición química del fosfoyesodepende de la roca fosfórica usada, de lapureza del ácido utilizado y del comporta-miento de las impurezas contenidas enambos durante el proceso (Lottermoser,

2010). Este residuo es fundamentalmenteyeso, pero contiene ácidos fosfórico, sulfú-rico y fluorhídrico, metales y metaloides tó-xicos (As, Cd, Cr, Cu, Zn, etc.), además delos radionúclidos U o Th, siendo dominanteuno u otro en función del origen de la mena(Otero et al., 2005). Debido a estas impu-rezas, solo el 15% del fosfoyeso mundial serecicla, el resto se deposita en grandes bal-sas cercanas a la planta. Sin embargo, apesar del alto contenido en contaminantes,no hay regulaciones específicas para ges-tionar este tipo de residuos, no suelen utili-zarse tests de lixiviación normalizados parasu clasificación, y no se conoce correcta-mente su comportamiento ante posiblesagentes meteorizantes.

En este trabajo se han aplicado al fos-foyeso de Huelva los tests de lixiviación pro-

puestos por las normativas europea (EN12457-2, 2002) y norteamericana (US EPA,1998) para la gestión y clasificación de resi-duos. Los resultados obtenidos se han com-parado con otros residuos a nivel mundial ycon el único caso publicado que aplica losmismos tests de lixiviación, el depósito gi-gante de Mulberry (Florida, EEUU).

El depósito de fosfoyesosde Huelva

En las balsas de fosfoyeso de Huelvahay almacenadas unas 100 Mt de este re-siduo subdivididas en 4 zonas (Fig. 1). Laszonas 1 y 4 están actualmente restauradasmediante cubiertas secas, mientras que laszonas 2 y 3 siguen expuestas. En todas laszonas existen descargas de aguas contami-

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ABSTRACT

Phosphogypsum is the main waste generated by the phosphate fertilizerindustry. Despite the high level of pollutants found in phosphogypsum andthe proximity of stacks to cities, there are no specific regulations for the ma-nagement of this waste. This study addresses this issue by applying to phos-phogypsum, from a fertilizer plant in Huelva (SW Spain), the leaching testsproposed by the current European and US environmental regulations forwastes management and classification. Two main conclusions were obtained:1) the anomalous metal and metalloid concentrations (e.g. As, Fe, Pb, Sb,Mn, V and Cu) and higher mobility observed in the Huelva phosphogypsumcompared to other stacks worldwide, and 2) the discrepancies observed bet-ween EU and US regulations dealing with hazardousness classification ofthese materials.

Key-words: Phosphogypsum, leaching tests, hazardousness classification.

RESUMEN

El fosfoyeso es el principal residuo generado por la industria de losfertilizantes fosfatados. A pesar de los altos niveles de contaminantesque suele contener y la proximidad de las balsas a las ciudades no hayregulaciones específicas para la gestión de estos residuos. Este estudioaplica a los fosfoyesos de Huelva (SO España) los protocolos de lixivia-ción propuestos por las actuales normativas de Europa y EstadosUnidos para la gestión y clasificación de residuos. Dos conclusiones hansido obtenidas: 1) las anómalas concentraciones de metales y metaloi-des (As, Fe, Pb, Sb, Mn, V y Cu) y la alta movilidad de éstos, en elfosfoyeso de Huelva comparado con otros del mundo, y 2) las discre-pancias entre las normativas de Europa y Estados Unidos a la hora declasificar estos residuos.

Palabras clave: Fosfoyeso, test de lixiviación, clasificación de peligrosidad.

Estudio de la movilidad de contaminantes del depósitode fosfoyesos de Huelva

Study of the mobility of pollutants from the Huelva phosphogypsum stacks

Francisco Macías1, 2, Pablo Cruz–Hernández1, Sergio Carrero1 y José Miguel Nieto1, 2

1 Departamento de Ciencias de la Tierra, Universidad de Huelva, Campus “El Carmen”, 21071 Huelva, España. [email protected]; [email protected] Research Center on Natural Resources, Health and the Environment (RENSMA), University of Huelva, 21071 Huelva, Spain.

[email protected]; [email protected]

nadas a pesar de la restauración (Pérez-López et al., 2016). Existen dos circunstan-cias excepcionales en las balsas de Huelvaque la diferencian del resto de la mayoríade casos conocidos: 1) el fosfoyeso fue de-positado sobre la marisma del estuario delRío Tinto sin ningún tipo de aislamiento, y2) está localizado sobre el prisma marealdel estuario. Según el perfil redox obser-vado, la parte superficial de los fosfoyesosde Huelva está sometida a meteorizaciónpor agua de lluvia en condiciones oxidantes(al menos en las zonas 2 y 3), mientras quela parte más profunda está sometida a con-diciones reductoras por el contacto directocon el suelo de la marisma.

Materiales y métodos

Muestreo y análisis

Las muestras de fosfoyeso fueron obte-nidas mediante un sondeo en la zona 3 (Fig.1). Las muestras superficiales correspondena la zona no saturada de la balsa, y el restoa la zona saturada. La muestra más pro-funda representa el contacto directo entreel residuo y el suelo de la marisma. La com-posición química de todas las muestras seobtuvo mediante digestión con agua-regia.Los protocolos de lixiviación se describena continuación.

Protocolos de lixiviación

El test de lixiviación EN 12457-2 de laUE (EN 12457-2, 2002) evalúa la idoneidadde un residuo para ser aceptado en diferen-tes tipos de vertederos. Los resultados soncomparados con valores límite establecidospor la UE (EC Decision, 2003) para aceptarel residuo en vertederos de residuos inertes,no-peligrosos o peligrosos. El test utilizaagua destilada, con lo que nos permite es-timar la potencial liberación de contaminan-tes por agua de lluvia.

El test de lixiviación TCLP, método 1311adoptado por la EPA de los EEUU (US EPA,1998) clasifica residuos en peligrosos o no-peligrosos, e identifica si un residuo debe sertratado previamente a su depósito en verte-dero a partir de los límites “universal treat-ment standard” (UTS) (US EPA, 2017). El testutiliza un ácido orgánico (ácido acético), si-mulando el ambiente que actualmente en-contramos en el fondo de los depósitos,donde contactan el fosfoyeso y los suelos demarismas ricos en materia orgánica.

Comparación con otros fosfoyesos del mundo

La composición química del fosfoyesode Huelva ha sido comparada con otrosfosfoyesos localizados en EEUU (Mostary,2011; Luther et al., 1993; Carbonell-Ba-rrachina et al., 2002); Brasil (Oliveira etal., 2012; da Conceicao y Bonotto, 2006);Canadá (Rutherford et al., 1995); Túnez(Choura et al., 2015) y Jordán (Abed etal., 2008).

Además, la existencia de datos dispo-nibles de lixiviación mediante los tests EN12457-2 y TCLP en Mulberry (EEUU)(Mostary, 2011) nos permite una compa-ración de la movilidad de contaminantesentre los diferentes fosfoyesos. Este depó-sito de fosfoyeso es uno de los 25 depó-sitos gigantes (60 m de altura, 2 km2 deextensión) localizados en Florida, dondese genera hasta el 40% del fosfoyesomundial.


Composición química y comparación con otros fosfoyesos

El depósito de fosfoyeso de Huelvaactúa como un acuífero antropogénico, conuna zona no saturada (de 0 a 2 m) y otrazona saturada (de 2 m hasta el contactocon la marisma); esta última está sometidaa un fuerte ambiente reductor, especial-mente en el fondo por el contacto con lamarisma.

Esta característica genera un gradientequímico en profundidad, que puede afectara la movilidad de los contaminantes. Comose puede observar en la figura 2 los elemen-tos analizados alcanzan su mayor concen-tración en el fondo, esto se debe a procesosde sulfato-reducción que favorecen la pre-cipitación de sulfuros.

La composición química de estas zonasidentificadas en profundidad en el fosfoyesode Huelva ha sido comparada con otros fos-foyesos del mundo (Fig. 2). Como se puede

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108 Geología Ambiental / Enviromental Geology

Fig. 1.- Mapa de localización de la balsa de fosfoyesos. Ver figura en color en la web.

Fig. 1.- Localization map of the phosphogypsum stacks. See color figure in the web.

observar las zonas no-saturada y saturadadel fosfoyeso de Huelva presentan el mismorango de concentración para la mayoría delos elementos analizados; a excepción delfondo de la balsa de Huelva donde hay unenriquecimiento en Cu, Pb, V, Co y Ni (ade-más de Fe, Sb, Mn y Cr, no mostrados en lafigura). Sin embargo, la característica másllamativa es la elevada concentración de Asen todo el perfil de meteorización (Fig. 2),con uno o dos órdenes de magnitud mayorque el resto de fosfoyesos del mundo. El ori-gen más probable de esta anómala concen-tración de As en el fosfoyeso de Huelvapuede estar relacionado con la calidad delácido sulfúrico utilizado en el proceso in-dustrial, que se obtenía fundamentalmentede la tostación de pirita (Sainz, 2005) pro-

cedente de las minas de Tharsis. Esta piritapodía alcanzar valores superiores al 0,4%en As, que pudieron ser transferidos al fos-foyeso durante el ataque ácido de la rocafosfática.

Clasificación basada en normativasinternacionales

Teniendo en cuenta la anómala concen-tración de As en todo el perfil y las altas con-centraciones de metales y metaloides en elfondo en comparación con otros fosfoyesosa nivel mundial, es necesario realizar una cla-sificación de su peligrosidad. La tabla I mues-tra los límites establecidos por la normativaeuropea para depósito de residuos en verte-deros (EC Decision, 2003) y los resultados del

test de lixiviación EN 12457-2 aplicado a losfosfoyesos de Huelva y Mulberry.

De acuerdo a estos resultados la zona no-saturada de Huelva debe considerarse comono peligrosa ya que Cd y sulfato exceden loslímites para vertederos de residuos inertes(Tabla I). En cuanto a la zona saturada, la altaconcentración de As lixiviado implica quedebe considerarse como material peligroso,al igual que el fosfoyeso depositado en elfondo debido a la liberación de As y Cd (TablaI). Por lo tanto, este material debería deposi-tarse en un vertedero de tales característicaso estabilizarse para ser depositado en un ver-tedero de categoría inferior.

Por otro lado, el residuo de Mulberry seconsideraría como no peligroso por la libera-ción de Cu, Mo, Ni y Zn (Tabla I). A diferenciade Huelva, As y Cd están por debajo del límitede detección en Mulberry. Respecto a la nor-mativa de EEUU tanto el fosfoyeso de Huelvacomo el de Mulberry se clasificarían como nopeligrosos pues ningún límite TCLP es supe-rado (Tabla I). En el caso de Mulberry tam-poco se supera ningún límite UTS, sinembargo el fosfoyeso depositado en el fondode la balsa de Huelva supera el límite UTSpara Cd, con lo que debería ser tratado pre-viamente al depósito en vertedero según lasnormativas de EEUU. La mayoría de los ele-mentos considerados por el test TCLP, princi-palmente los más tóxicos (As, Cd o Pb) seencuentran por debajo del límite de detecciónen Mulberry, sin embargo son liberados deforma significativa en Huelva.

Estas discrepancias entre normativaspara la clasificación de residuos sugieren lanecesidad de generar nuevos protocolos deevaluación para poder caracterizar y clasifi-car correctamente estos residuos.

Conclusiones

Según estos resultados el fosfoyeso deHuelva situado en el fondo de la balsa pre-senta enriquecimiento en metales y meta-loides comparado con otros fosfoyesos delmundo. Este enriquecimiento puede de-berse a la falta de impermeabilización ori-ginal entre el residuo depositado y el suelode la marisma, que favorece los procesos desulfato-reducción. Sin embargo, lo más des-tacable es la elevada concentración de Asencontrada en todo el perfil, entre uno y dosórdenes de magnitud mayor que los datosbibliográficos consultados. Esto puede seratribuido a la calidad del ácido sulfúrico uti-lizado.

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109Geología Ambiental / Enviromental Geology

Estudio de la movilidad de contaminantes del Depósito de Fosfoyesos de Huelva

Fig. 2.- Contenido de contaminantes en el perfil del fosfoyeso de Huelva -zona no saturada, zona saturaday suelo de marisma - y comparación con otras balsas del mundo. Ver figura en color en la web.

Fig. 2.- Contaminant content in the phosphogypsum profile of Huelva - unsaturated zone, saturated zoneand marsh soil - and comparison with other stacks worldwide. See color figure in the Web.

GEOGACETA, 62, 2017 F. Macías, P. Cruz–Hernández, S. Carrero, J.M. Nieto

110 Geología Ambiental / Enviromental Geology

La movilidad de As y Cd hacen que elfosfoyeso de Huelva se clasifique como pe-ligroso según las normativas de la UE, locual implicaría su almacenamiento en ver-tederos peligrosos. Para las normativas deEEUU sería no peligroso, aunque el fosfo-yeso acumulado en el fondo debería ser tra-tado previamente a su depósito envertedero. Para confirmar los resultados pre-liminares obtenidos sería conveniente rea-lizar un estudio más exhaustivo de lasbalsas de fosfoyeso de Huelva.

Agradecimientos

Este trabajo ha sido financiado por laJunta de Andalucía a través del proyectoFOREVER (P12-RNM-2260). Los autoresagradecen la financiación recibida para eltrabajo del Comité de Expertos para el“Diagnóstico ambiental y propuestas derestauración de las balsas de fosfoyesos deHuelva”. También agradecemos las aporta-ciones de un revisor anónimo y del Dr. JoséBorrego Flores cuyas revisiones han mejo-rado la calidad final de este trabajo.

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As Ba Cd Cr Cu Mo Ni Pb Sb Se Zn V SO4

Vertderos1: (mg/kg) Inertes 0,5 20 0,04 0,5 2 0,5 0,4 0,5 0,06 0,1 4 n.e 6000

No-peligrosos 2 100 1 10 50 10 10 10 0,7 0,5 50 n.e 20000 Peligrosos 25 300 5 70 100 30 40 50 5 7 200 n.e 50000

Huelva No-sat 0,06 0,19 0,12 l.d 0,04 0,05 0,1 0,02 l.d 0,07 0,32 - 13912 Huelva Sat 4,27 0,3 0,37 0,31 1,07 0,02 0,43 0,14 0,04 0,02 4,73 - 16166

Huelva Fondo 6,76 0,23 1,78 0,03 1,78 0,18 1,06 0,01 0,05 0,05 24,7 - 18028 Mullberry l.d 0,8 l.d l.d. 2,4 1 0,4 l.d l.d l.d 3,6 - d.n.d

Límites2: (mg/L)

TCLP 5 100 1 5 n.e n.e n.e 5 n.e 1 n.e n.e n.e UTS 5 21 0.11 0.6 n.e n.e 11 0,75 1,15 5,7 4,3 1,6 n.e

Huelva No-sat 0,004 0,026 0,009 l.d - - 0,011 0,003 l.d 0,004 0,023 l.d - Huelva Sat 0,215 0,034 0,021 0,006 - - 0,027 0,005 0,002 l.d 0,219 0,023 -

Huelva Fondo 0,4 0,03 0,127 0,008 - - 0,068 0,008 0,004 0,004 1,591 0,075 - Mullberry l.d 0,11 l.d 0,03 - - 0,03 l.d l.d l.d 0,14 l.d -

Tabla. I.- Comparación de los resultados de los test de lixiviación con límites establecidos por la normativa europea1 y estadounidense2 para depósito deresiduos en vertederos (l.d: límite de detección; n.e: valor no establecido en normativa; d.n.d: dato no disponible). Los límites de detección son 0,2 µg/Lpara todos los elementos salvo el SO4 con un límite de 0,6 mg/L.

Table I.- Comparison of results obtained in different leaching tests with EU and US regulations on landfill waste disposal (l.d: detection limit; n.e: non-es-tablished value; d.n.d: no available data). Detection limits are 0,2 µg/L for all elements with the exception of SO4 with a limit of 0,6 mg/L.

Introducción

Tradicionalmente, en la cantera deTouro, situada en el yacimiento de Arinteiro,se han explotado mineralizaciones de Cu acielo abierto mediante cortas verticales(Castiñeiras et al., 2002; Gómez Barreiro etal., 2002).

Actualmente, estas cortas de rocapoco alterada y con menor contenido enazufre, se explotan para la obtención deáridos de machaqueo utilizados especial-mente en firmes de carretera (García etal., 2012).

El aprovechamiento de la cantera, si-tuada en una zona de alta complejidadgeológica, está favorecido por el conoci-miento previo de la explotación de Cu,aunque todavía se hace difícil la identifi-cación y separación de las diferentes lito-logías que afloran en los frentes. Dichaseparación es fundamental para garantizarla calidad del árido, ya que dichas litolo-gías presentan características petrofísicasdispares. Por este motivo, hemos desarro-llado un método para poder discriminarlasfácilmente a pie de corta y mejorar signifi-cativamente la producción.

Con este objetivo, se llevó a cabo un re-conocimiento geológico de detalle de losmateriales acompañado del análisis de ladureza superficial de los frentes de extrac-ción en campo y del estudio de algunas delas propiedades petrofísicas de los materia-les en laboratorio.

Posteriormente, se evaluó la influenciade dichas propiedades en el comporta-miento del material una vez machacado yclasificado como árido. Para ello, se tuvieronen cuenta parámetros como el tamaño degrano, textura y porosidad de la roca, ya queestas propiedades son consideradas como

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Optimización de la producción de áridos procedentes de canteras confrentes complejos: cantera de Touro, A Coruña (España)

Improvement of the production of aggregates from quarries located in complex geological settings:Touro quarry, A Coruña (Spain)

Ana Patricia Pérez Fortes1, Pedro Castiñeiras1 y Maria José Varas Muriel1,2

1 Dpto. de Petrología y Geoquímica, Facultad de CC. Geológicas (UCM), C/ Jose Antonio Novais, (Ciudad Universitaria), 28040 Madrid, España.

[email protected]; [email protected] Dpto. de Geomateriales, Instituto de Geociencias (CSIC-UCM-CSIC), C/ Jose Antonio Novais, 2 (Ciudad Universitaria), 28040 Madrid, España. [email protected]

ABSTRACT

Touro (A Coruña) is a quarry where amphibolite and schist are ex-ploited as crushed aggregates. These materials formed in a complex me-tamorphic system and it is difficult to classify and separate them. For thisreason, affordable techniques that can be used in quarry faces and insimple laboratories were searched to identify and characterize the stonematerials. This characterization will help to evaluate “in situ” the qualityof stone materials related to future uses. We have developed a petrolo-gical classification of the stone materials exploited in Touro. In order todifferentiate the quality grades of the Touro quarry lithologies, the clas-sification was completed by studying the stone surface hardness, porosity,expressed as water absorption capacity, and P-wave velocity propagation.On this basis, we concluded that texture, grain size, porosity and surfacehardness are valuable “quarry faces” parameters to evaluate the qualityof the stone materials. We also propose to separate the materials of thequarry faces by grades of quality to better control the final quarry pro-duct.

Key-words: Quarry, aggregate, analytical techniques, classification, quality.

RESUMEN

La cantera de Touro (A Coruña) es una explotación a cielo abierto dela que se extraen anfibolitas y esquistos para su uso como árido de macha-queo. Estos materiales geológicos han sufrido una evolución metamórficacompleja, lo que dificulta su identificación y posterior separación en can-tera. Por este motivo, es necesario buscar técnicas analíticas sencillas decampo y laboratorio que permitan identificar y caracterizar el material enlos frentes y evaluar su calidad en relación a sus posteriores usos en obra.Con este objetivo, se identificaron las variedades litológicas presentes enlos frentes de extracción y se estudió su dureza superficial, porosidad,expresada como la capacidad de absorción del agua, y velocidad de pro-pagación de ondas P. A partir de los resultados obtenidos, se concluyó quela textura, tamaño de grano, porosidad y dureza superficial, son los mejoresindicadores de la calidad de los materiales y se propone un sistema de sec-torización de los frentes de explotación para un mejor aprovechamiento delos recursos geológicos y un control adecuado de la calidad del productofinal en cantera.

Palabras clave: Cantera, árido, técnicas analíticas, sectorización, calidad.

GEOGACETA, 62, 2017 A.P. Pérez Fortes, P. Castiñeiras y M.J. Varas Muriel

112 Geología Económica / Economic Geology

los factores más importantes que condicio-nan tanto la calidad como la durabilidad deuna roca utilizada como árido de macha-queo (Rigopoulos et al., 2012).

Encuadre geológico

La cantera de Touro está situada en elmacizo de Arinteiro, en el que afloran ma-teriales de la Unidad de O Pino y de la Uni-dad de Arinteiro (Fig. 1), pertenecientes alas Unidades Superiores del Complejo deÓrdenes (Gómez Barreiro, 2007).

La Unidad de O Pino se compone demetasedimentos que aparecen apilados enuna potente secuencia de tipo flysch (Cas-tiñeiras, 2005) constituida principalmentepor gneises pelíticos con granate, estauro-lita y distena; y gneises semipelíticos congranate, que son los más abundantes en lazona. Ambos materiales presentan una fá-brica planolineal y una textura con porfido-blastos de granate y, en el caso de losgneises pelíticos o esquistos, estaurolita yagregados de distena pseudomorfizando aandalucita (Castiñeiras, 2005).

La Unidad de Arinteiro está compuestapor metagabros, anfibolitas y anfibolitas gra-natíferas, niveles métricos de anfibolitas po-bres en calcio y rocas de silicatos cálcicos.Además, debido a la compleja estructura delmacizo, con gran cantidad de cabalgamien-tos, también aparecen milonitas y filonitas.

Metodología

En la cantera de Toruro afloran anfibo-litas y metasedimentos. Dichos metasedi-mentos se corresponden con esquistos condistena y paragneises. El protolito de los pri-meros es de carácter pelítico, mientras queel de los segundos es una semipelita (sonmás cuarzofeldespáticos, tienen menosmicas y un aspecto más gneisico).

La toma de muestras y metodología detrabajo efectuada se basó en la zonación delos frentes realizada por el personal técnicode la cantera (Fig. 2).

En función de dicha zonación se hicie-ron los siguientes trabajos de campo: - Inspección visual de cada zona delimitada

de los frentes de extracción y descripciónmacroscópica de sus materiales en funciónde aspectos composicionales, texturales yestructurales.

- Medida de la dureza superficial del materialde los frentes con un martillo de Schmidt(González de Vallejo et al., 2002). En total,

se realizaron 313 medidas repartidas en las4 zonas de extracción.

- Toma de muestras representativas de cadasector (Tabla I) para su posterior caracteriza-ción petrológica y petrofísica en laboratorio.

Finalmente, en laboratorio se utilizaron lassiguientes técnicas y ensayos:

- Análisis petrográfico de las muestras reco-gidas en campo (UNE-EN 12407: 2007).

- Determinación de la absorción de agua apresión atmosférica (UNE-EN 13755:2008).

- Determinación de la velocidad de propaga-ción de ondas P, Vp (UNE-EN 14579:2005).

Con los resultados obtenidos tanto encampo como en laboratorio se realizó unasectorización de los frentes en función de lacalidad estimada.

Resultados

Descripción macroscópica de los frentes deextracción

En la zona I, denominada “zona de es-quistos que oxidan” en cantera (Fig. 2), seobservaron esquistos muy fracturados yafectados por un plegamiento intenso, loque facilita la alteración de la roca por cir-culación de fluidos.

En la zona II, denominada “zona de es-quistos duros” en cantera (Fig. 2), se ob-servó una litología esquistosa máshomogénea y menos fracturada que la an-terior. Son esquistos grises de grano finocon una foliación muy marcada.

En la zona III, denominada “zona deesquistos blandos” en cantera (Fig. 2),los materiales estaban muy degradados.Los esquistos presentes son muy lajososy micáceos y, en consecuencia, fácil-mente fisibles. En general, el materialaparece disgregado y con colores rojizosa pardos, debido a procesos de oxida-ción. Este material se mezcla con los es-quistos de la zona II para obtener elárido comercial.

En la zona IV, denominada “zona de an-fibolitas” en cantera (Fig. 2), aparecen losmateriales más homogéneos y menos frac-

Fig. 1. Mapa geológico (a) y cortes simplificados (b) del macizo de Arinteiro (Castiñeiras et al., 2002).

Fig 1. Simplified geological map (a) and profiles (b) of Arinteiro massif (Castiñeiras et al., 2002).

Fig. 2. Clasificación de los materiales en explota-ción realizada por el personal técnico de la can-tera de Touro, A Coruña.

Fig. 2. Material classification by technical profes-sionals of Touro quarry, A Coruña.

turados. En general, se encuentran anfibo-litas de grano fino, con venas de mármol ycuarzo de espesor centimétrico.

Análisis petrológico y mineralógico de losfrentes de extracción

En la zona I (“esquistos que oxidan”)de extracción afloran paragneises con venasde cuarzo. Dichos paragneises presentantexturas grano-lepidoblásticas con tamañosde grano medio a fino. En general, estasrocas están formadas por cuarzo, plagio-clasa, moscovita, biotita y granate. Local-mente, se detectaron apatito, circón yminerales opacos, que podrían correspon-derse con sulfuros y/o ilmenita.

En la zona II (“esquistos duros”), lasmuestras analizadas corresponden a unaalternancia de paragneises y esquistos condistena. Los paragneises presentan unatextura grano-lepidoblástica con tamañosde grano medio a fino. La mineralogía deesta litología consiste en cuarzo, plagio-clasa, biotita, moscovita y granate. Enmenor proporción se detectaron mineralesopacos (ilmenita y/o sulfuros), apatito y cir-cón. Por el contrario, los esquistos condistena presentan texturas lepidograno-blásticas con tamaños de grano de medio

a fino. Están compuestos de cuarzo, pla-gioclasa, biotita, moscovita, granate,distena, estaurolita y minerales opacos(ilmenita y/o sulfuros).

La zona III (“esquistos blandos”) se co-rresponde con los esquistos con distenadescritos en la zona II y presenta tambiénvenas de cuarzo.

En la zona IV (“anfibolitas”) las mues-tras analizadas se corresponden con anfi-bolitas y filonitas. Las anfibolitaspresentan texturas nematoblásticas degrano fino a muy fino y su mineralogía secompone principalmente de anfíbol, pla-gioclasa, clinozoisita, cuarzo, mineralesopacos (ilmenita/sulfuros), clorita, calcitay epidota. Las filonitas aparecen comobandas intercaladas entre las anfibolitasy presentan tamaños de grano de fino amedio con textura granoblástica. La mine-ralogía que presentan es clorita, plagio-clasa, anfíbol (actinolita), clinozoisita,moscovita, biotita, cuarzo y opacos (sul-furos).

De acuerdo con las descripciones ante-riores, se constata una falta de correspon-dencia entre las zonas delimitadas por elpersonal de cantera y la distribución de li-tologías, tal como se muestra en la tabla I.

Análisis petrofísico de los frentes deextracción

Los resultados del análisis petrofísico delas muestras, junto con los valores mediosde dureza superficial medidos en campo semuestran en la tabla II.

Las anfibolitas son las que menor coe-ficiente de absorción, mayor Vp y mayoresvalores de dureza superficial presentan, loque indica que son rocas compactas y resis-tentes (Tabla II).

Por el contrario, los esquistos con distenaque afloran en la zona III son las rocas quepresentan peores valores de coeficiente deabsorción, de Vp y de dureza superficial (TablaII), por lo que son rocas poco resistentes. De-bido a sus valores de coeficiente de absorción(Coeficiente de absorción ≥ 2, UNE-EN13043:2003) se degradan con facilidad.

Sectorización por calidades de los frentesde extracción

A partir de los resultados obtenidos me-diante los diferentes ensayos y técnicas deidentificación empleadas, se han clasificadolos frentes en función de su grado de cali-dad (Fig.3).

El sector I, en el que afloran las anfibo-litas, es el que presenta una mayor calidad.Por el contrario, el sector III, correspondientea los mayores afloramientos de esquisto condistena presentes en la cantera (Zona III),es el que presenta una calidad menor. Es in-cluso desaconsejable su uso atendiendo alos valores generales de coeficiente de ab-sorción (>2%; Tabla II).

Finalmente, el sector II engloba a laszonas I y II diferenciadas en cantera. Aun-que los paragneises de la zona I tienen pro-cesos de oxidación superficial más intensosque los descritos en la zona II, y una mayorporosidad (Tabla II), presentan valores dedureza similares por lo que han sido inclui-dos en el mismo sector de calidad.

Discusión

La complejidad geológica del área deestudio provoca la mezcla de materiales du-rante el proceso de producción del árido, yaque la separación de los mismos en el frentees económicamente inviable. Por este mo-tivo, para tener un mayor control de las pro-piedades de los áridos producidos esnecesario evaluar las características de losmateriales que lo componen por separado.

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113Geología Económica / Economic Geology

Zona Clasificación Nº Muestras Litologíacantera

I Esquisto que oxida 5 Paragneis

II Esquisto duro 8 Paragneis / Esquisto distena

III Esquisto blando 4 Esquisto distena

IV Anfibolita 7 Anfibolita/Filonita

Tabla I.- Localización y número de muestras recogidas en los frentes explotables de la cantera deTouro, A Coruña y litologías explotables.

Table I.- Location and number of samples studied from the quarry faces of Touro, A Coruña and litho-logies from the quarry faces.

Optimización de la producción de áridos procedentes de canteras con frentes complejos: Cantera de Touro, ACoruña (España)

Zonas de Litologías Dureza Coef. Vp (m/s)extracción (1-60 U. S) Abs (%)

I Paragneises (pequeñas 42 ± 8 1,38 ± 1,41 4210 ± 1319

II intercalaciones esquistos) 49 ± 6 0,48 ± 0,31 5297 ± 807

III Esquistos distena 24 ± 2 4,66 ± 4,31 3259 ± 1250

IV Anfibolita (pequeñas 51 ± 1 0,24 ± 0,13 5696 ± 888intercalaciones de filonitas)

Nota: Coef. Abs (%)= Coeficiente de Absorción; Vp (m/s)= Velocidad de propagación de ondas P.

Tabla II.- Localización y número de muestras recogidas en los frentes explotables de la cantera deTouro, A Coruña y litologías explotables.

Table II.- Location and number of samples studied from the quarry faces of Touro, A Coruña and li-thologies from the quarry faces.

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114 Geología Económica / Economic Geology

Las litologías que conforman los frentesde explotación de la cantera de Touro son pa-ragneises, esquistos con distena, anfibolitas yfilonitas. Los paragneises y esquistos con dis-tena se mezclan durante el proceso de pro-ducción para obtener el árido denominadocomercialmente esquisto, mientras que lasanfibolitas y las filonitas se mezclan para ob-tener el árido denominado anfibolita.

La anfibolita es la variedad pétrea que pre-senta menor tamaño de grano y estructura in-terna más masiva. Esto se traduce en una mayordureza y, por tanto, resistencia de la roca. Ade-más, la capacidad de absorción del agua es casinula (Tabla II), lo que hace que estos materialessean poco susceptibles a ser degradados.

Por el contrario, los esquistos con distenason los materiales que presentan mayor ta-maño de grano y una estructura interna másfoliada. Además, es la variedad litológica demenor dureza y mayor capacidad de absor-ción de agua (Tabla II). Esto provoca que estosmateriales se degraden con facilidad.

Los resultados obtenidos están deacuerdo con los valores de calidad del áridofacilitados por la cantera. El valor de la resis-tencia a la fragmentación (Desgaste de LosÁngeles, UNE-EN 1097-2:2010) del árido deanfibolita es 12 mientras que para los esquis-tos es 19, lo que confirma que los esquistosson menos resistentes que la anfibolita.

De acuerdo con esto, se concluye que latextura, tamaño de grano, porosidad, expre-

sada como el coeficiente de absorción delagua, y la dureza superficial son buenos in-dicadores de la calidad del material. Propo-nemos el valor límite del 2% de absorcióndel agua utilizado en áridos de mezclas bi-tuminosas (UNE-EN 13043:2003) como ín-dice de calidad inicial en los frentes, aunqueeste valor podría ser incluso más estricto, yaque durante el machaqueo del árido se abreuna nueva porosidad por impacto (PérezFortes et al., 2012). Habría que realizar másensayos para fijar un buen límite para esteparámetro.

Por último, sugerimos sectorizar los fren-tes de extracción de las canteras de árido em-pleados en carreteras en función de su gradode calidad para realizar un mejor aprovecha-miento de los recursos y control de la calidaddel producto final, tomando como punto departida el procedimiento de sectorización queADIF ya realiza para la homologación de suscanteras suministradoras de balasto (P.A.V.34-0.0, 2007).

Conclusiones

De los materiales estudiados, anfibolitay paragneis son los más aptos para su usoen obra civil, mientras que se desaconsejael uso del esquisto con distena.

El análisis petrográfico (composición ytextura) de los frentes de extracción es pri-mordial para la identificación y clasificaciónde los materiales y un mayor control de lacalidad del producto acabado.

La porosidad, expresada como coefi-ciente de absorción de agua, y la dureza su-perficial son parámetros determinables deforma económica y sencilla que puedenaplicarse a los materiales de los frentes paraestimar su calidad.

La sectorización de los frentes en fun-ción de su grado de calidad puede mejorarel control del producto final en cantera.

Agradecimientos

Este proyecto ha sido financiado por elprograma S2013/MIT-2914 (GEOMATE-RIALS-2CM) y becas FPI CEDEX (BOE27/06/2009). Los autores también quierenagradecer a Jose Pedro Calvo Sorando, Ca-tedrático de Petrología y Geoquímica de laFacultad de CC. Geológicas de la UCM suscomentarios sobre el texto publicado.

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Fig. 3. Sectorización de los frentes explotablesde la cantera de Touro, A Coruña a partir de sulitología y propiedades petrofísicas medidas.

Fig. 3. Quality sectors of Touro quarry materialsbased on the lithology classification and mea-sured petrophysical properties.

Introducción

El aprovechamiento de los recursos natu-rales de un territorio de alta montaña es unhecho importante de cara a la promoción deun turismo rural cada vez más demandado yrespetuoso con la conservación del medioam-biente. El patrimonio geológico es el “conjuntode recursos naturales geológicos de valor cien-tífico, cultural y/o educativo, ya sean formacio-nes y estructuras geológicas, formas delterreno, minerales, rocas, meteoritos, fósiles,suelos y otras manifestaciones geológicas quepermiten conocer, estudiar e interpretar: a) elorigen y evolución de la Tierra, b) los procesosque la han modelado, c) los climas y paisajes

del pasado y presente y d) el origen y evoluciónde la vida” (Ley 42/2007). Los Lugares de In-terés Geológico pueden ser muy variados de-pendiendo de la naturaleza de su interés, porejemplo geomorfológico, estratigráfico, tectó-nico, paleontológico, etc. El caso del patrimoniogeológico de carácter paleontológico lo inte-gran aquellos restos o señales fósiles que ayu-dan a interpretar la historia de la vida en laTierra, los escenarios y los cambios medioam-bientales (Hose et al., 2012, Brilha, 2015), ha-bitualmente con un valor añadido de caráctersocial y didáctico.

En el caso concreto de la villa de Monsagro(Salamanca), sus vecinos han integrado en sutradición arquitectónica el valor estético apor-

tado por las pistas y huellas fósiles del Ordoví-cico, así como ciertas estructuras sedimentarias(rizaduras de oscilación y de corriente o ripplemarks en sentido amplio), que proceden en sutotalidad de bloques sueltos acumulados encanchales cuarcíticos. Éstos derivan de las for-maciones del Ordovícico Inferior que afloran alnorte de la localidad, como parte de las eleva-ciones de la Sierra de la Peña de Francia. La uti-lización ornamental de estos elementos en lafachada de edificios de uso público y privadoevita su deterioro y favorece su estudio, cons-tituyendo un auténtico museo al aire libre parael visitante, que cuenta con un antecedente deguía convencional (Zamarreño et al., 2003).

Este trabajo describe una georuta circu-

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La “Ruta de las huellas fósiles” (Monsagro, Salamanca): un ejemplode iniciativa geoturística aplicada al desarrollo rural

The “trail of the trace fossils” (Monsagro, Salamanca province, Spain): an example of geotouristic iniciative towardsrural development

Antonio Miguel Martínez-Graña1, José Ángel González-Delgado1, Juan Carlos Gutiérrez-Marco2, Lorena Serrano1, Cristino José Dabrio3, JoséLuis Goy1 y Paulo Legoinha4

1 Departmento de Geología, facultad de Ciencias, Universidad de Salamanca, 37008-Salamanca. [email protected], [email protected]. [email protected], [email protected] Instituto de Geociencias (CSIC, UCM) y Departamento de Paleontología, Facultad de Ciencias Geológicas, José Antonio Novais 12, 28040 Madrid. [email protected]

3 Departmento de Estratigrafía, Facultad de Ciencias Geológicas, Universidad Complutense, José Antonio Novais 12, 28040 Madrid. [email protected] GeoBioTec, Departamento de Ciências da Terra, Faculdade de Ciências e Tecnologia, Universidade Nova de Lisboa, 2829-516 Caparica, Portugal. [email protected]

ABSTRACT

We present the "Ruta de las huellas fósiles", implemented in the villageof Monsagro (Francia mountain range, Salamanca). Through six didactic and in-terpretative panels, we have included online access to the new technologies(smartphones, tablets, digital audio players...) and complementary informationimplemented in videos, QR codes, geoapps and games. The geological contentsof the area are based mainly on the paleontological interest of its ichnofossilsessentiatly produced by worms and trilobites of Lower Ordovician age, and thegeomorphological interest of its appalachian relief, the Agadon river fluvial in-cision and its surficial formations. The visitors point out as strength of the routeits easy and didactic character, as well as the direct citizen involvement in theconservation of the ichnofossils.

Key-words: geological heritage, geotourism, geotrail, ichnofossils, Ordovician.

RESUMEN

Se presenta la “Ruta de las huellas fósiles”, realizada en el casco urbano deMonsagro (Sierra de Francia, Salamanca). Mediante seis paneles didácticos e inter-pretativos, que incluyen el acceso “online” desde las nuevas tecnologías (smartphone,tablets, ipod….) a información complementaria implementada en videos, códigosQR, geoapps y juegos, se han promocionado y divulgado los contenidos geológicosde la zona, basados principalmente en el interés paleontológico de sus icnofósiles,atribuidos a diversos tipos de gusanos y trilobites durante el Ordovícico Inferior, y enel interés geomorfológico de sus cresterías cuarcíticas con relieve apalachiense, delencajamiento fluvial del río Agadón y de sus formaciones superficiales como cancha-les. Los visitantes señalan como fortalezas de la ruta su fácil y didáctico recorrido, asícomo la implicación ciudadana en la conservación de las icnitas.

Palabras clave: patrimonio geológico, geoturismo, georuta, icnofósiles,Ordovícico.

lar (Martínez-Graña et al., 2017) que se re-aliza en 60 minutos, a pie, por varias callesdel casco urbano y con una variada señali-zación. Esta georuta, activa y creativa, per-mite al turista imaginar y comprender latransformación del fondo marino, de edadOrdovícico (hace unos 480 millones deaños), en la cadena montañosa que consti-tuye la Sierra de Francia. Se dota así a Mon-sagro de un equipamiento para actividadesde carácter científico y medioambientalorientado al sector educativo, científico y tu-rístico, implementando el uso de las nuevastecnologías para promover la interacciónentre turistas y patrimonio geológico (Mar-tínez-Graña et al., 2013, 2014, 2015; Gon-zález-Delgado et al., 2015). Según lasautoridades municipales, esta actividad yaha comenzado a potenciar la llegada de tu-ristas, contribuyendo el geoturismo a la me-jora del desarrollo local y socioeconómico.

Contexto Geológico

El Parque Natural de Las Batuecas-Sierrade Francia se encuadra en un contexto geoló-gico (Fig. 1) de alta geodiversidad, entre la quedestaca el basamento Neoproterozoico-Cám-brico (Complejo Esquisto-Grauváquico) y su co-bertera Ordovícico-Devónica, con la CuarcitaArmoricana (Ordovícico Inferior) como el prin-cipal elemento constructor del relieve. El con-

junto de materiales prevariscos son todos se-dimentos marinos de naturaleza siliciclástica,que se correlacionan ampliamente con unida-des coetáneas de la Zona Centroibérica delMacizo Ibérico. Tras el plegamiento varisco seorigina por erosión un modelado invertido oapalachiense (Martínez-Graña et al., 2011),con alternancia de valles y sierras. Las princi-pales cumbres y crestas están formadas por laCuarcita Armoricana, que comprende numero-sos bancos masivos de cuarcita de gran durezay resistencia a la erosión. En el dominio geo-morfológico de altas pendientes en torno a susafloramientos, se generan ríos de piedras (can-chales) originados por procesos de crioclastici-dad y flujo gravitatorio a partir de los resaltescuarcíticos, con varias secuencias de coluvionessobreimpuestas.

Al norte de Monsagro, la inmensa mayoríade los bloques cuarcíticos con icnofósiles y es-tructuras sedimentarias proceden de los can-chales derivados de la Cuarcita Armoricana y suunidad infrayacente, constituida por una po-tente sucesión alternante de areniscas, cuarcitasy pizarras (Bascones Alvira y Rodríguez Alonso,1990). Por otra parte, el valle del río Agadóndonde radica la población se halla encajado enla secuencia Neoproterozoico-Cámbrica.

Recursos Geoturísticos y resultados

Se han realizado paneles interpretativos(Fig. 2) que ilustran de una forma sencilla el iti-nerario de la georuta. Cada panel desarrollaun tema específico con una composición decontenidos y recursos digitales diferentes. Elprimero se titula “La ruta de las huellas fósiles:un paseo por los mares antiguos”, y presentaun mapa paleogeográfico del Ordovícico conla distribución mundial de los continentes y laubicación de Monsagro. Las plataformas ma-rinas someras de la futura Península Ibérica sesituaban entonces cercanas al polo sur terres-tre, en un ambiente de aguas gélidas del otrohemisferio. Para entender los tiempos geológi-cos se añade una tabla cronoestratigráfica sen-cilla, con algunos símbolos (calaveras) querepresentan las grandes extinciones masivasocurridas a lo largo de los 3800 millones deaños de historia de la Vida.

GEOGACETA, 62, 2017 A.M. Martínez-Graña, J.Á. González-Delgado, J.C. Gutiérrez-Marco, L. Serrano, C.J. Dabrio, J.L. Goy y P. Legoinha

116 Patrimonio Geológico / Geological cultural heritage

Fig. 1.- Situación de la zona de estudio en la Pe-nínsula Ibérica. Ver figura en color en la web.

Fig. 1.- Situation of the study area in the IberianPeninsula. See color figure in the web.

Fig. 2.- Aspecto de dos de los paneles instalados, mostrando en su parte superior el logotipo de la georuta. Ver figura en color en la web.

Fig. 2.- Appearance of two of the installed panels, showing in their upper part the logo of the georoute. See color figure in the web.

GEOGACETA, 62, 2017

117Patrimonio Geológico / Geological cultural heritage

La “Ruta de las huellas fósiles” (Monsagro, Salamanca): un ejemplo de iniciativa geoturística aplicada al desarrollo rural

Fig. 3.- A) Localización de la georuta (en rojo) en Monsagro sobre el globo virtual de Google Earth, mostrando sus paradas y la descriptiva de la primeraparada. B a F) Ichnofósiles y ripples en calles de Monsagro. G) Geoapp que muestra la captura de la pantalla de inicio, el menú de la ruta geológica y ladescriptiva de una parada. Ver figura en color en la web.

Fig. 3.- A) Location of the georoute (in red) in Monsagro on the virtual globe of Google Earth, showing its stops and the descriptive of the first stop. B) toF) Ichnofósiles and ripples in the streets of Monsagro. G) Geoapp showing the capture of the home screen, the menu of the geological route and the des-criptive of a stop. See color figure in the web.

GEOGACETA, 62, 2017 A.M. Martínez-Graña, J.Á. González-Delgado, J.C. Gutiérrez-Marco, L. Serrano, C.J. Dabrio, J.L. Goy y P. Legoinha

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El segundo y tercer panel se titulan “Lashuellas de los Trilobites” y “Las huellas de losGusanos”, respectivamente, por corresponder alos grupos de icnofósiles más abundantes. Con-tienen diagramas tridimensionales que ilustranla morfología completa de las huellas: la bilobu-lada Cruziana producida por trilobites, la madri-guera cilíndrica vertical de gusanos que seocultaban en el interior del sedimento (Skolithos),y la estructura cónico-estriada compleja Daeda-lus, producida por otros gusanos que vivían fuerapero entraban a alimentarse produciendo untubo oblicuo “en J” dentro del sustrato.

El cuarto panel relaciona el factor geomor-fológico resultante del modelado del río Agadóny generador del relieve, con el paisaje actual (va-lles encajados, derrubios de ladera, etc.). Final-mente, un quinto panel sirve de resumen a todala georuta, y se ubica en la plaza del pueblo.

Como recursos geoturisticos complemen-tarios se han desarrollado códigos QR que in-troducen videos, documentos en pdf eimágenes adicionales. El soporte virtual lo haproporcionado la página web del Ayuntamientode Monsagro, que facilita la cobertura WIFI entodo el casco urbano de forma gratuita. Lasnuevas tecnologías aplicadas al geoturismo me-diante la creación de Geoapps y videojuegospermiten entretener e involucrar a los más jó-venes, y seguir espacialmente la georuta.

En la figura 3 se puede observar la imple-mentación de la descripción “online” de cadaparada georeferenciada sobre Google Earth(Fig. 3.A), el aspecto de las fachadas de variascalles del “museo al aire libre” de Monsagro(Fig. 3B-F), y una captura de tres pantallas dela geoapp (Fig. 3G): la pantalla de inicio invi-tando a los usuarios a la realización de la ge-oruta, una segunda pantalla con el menú dela distribución espacial de las diferentes para-das y una tercera captura con la descriptiva dela parada de la entrada y columnas de la Igle-sia, en la que se aprecian un bello ejemplar deDaedalus conocido popularmente como “el co-razón petrificado”.

La gran difusión por las redes sociales ypáginas de turismo (http://www.turismocasti-llayleon.com/es/rural-naturaleza/rutas-natura-leza/ruta-huellas-fosiles-monsagro) hace quela actividad haya sido un éxito. En el primer pe-riodo tras su inauguración (marzo a septiembrede 2015) han realizado la ruta 427 turistas, delos cuales el 55% procedían de otras provinciasespañolas, el 25% eran extranjeros (Alemania,Francia, Inglaterra, China….) y el 20% restantevenían de la propia provincia, con gran difusión

en medios impresos y en televisión. La asisten-cia de turistas posibilitó un convenio entre laUniversidad de Salamanca y el Ayuntamientode Monsagro para que estudiantes de últimosaños de los grados de Geología y de IngenieríaGeológica, realicen prácticas como geomoni-tores bilingües que ponen en valor estos geo-recursos turísticos y a su vez sensibilizan a lasociedad del gran valor del patrimonio geoló-gico y su importante difusión social:(http://www.lagacetadesalamanca.es/viva-mi-pueblo/monsagro/2015/07/04/geo-monitores-ruta-fosiles/148139.html).

Conclusiones

La georuta urbana interactiva denominada“La Ruta de las Huellas Fósiles”, promueve elconocimiento tanto del patrimonio geológico,como del patrimonio arquitectónico, a la vezque conciencia a los turistas sobre la historiatan apasionante e increíble que presenta el pla-neta Tierra y los diferentes lugares en los quehabitualmente vivimos o por los que viajamos.La ruta ilustra además un ejemplo de implica-ción ciudadana en la conservación de patrimo-nio paleontológico. En Monsagro se realiza deun modo ameno un viaje al pasado descu-briendo huellas de diferentes organismos yprocesos marinos, en un gélido fondo del marde hace 480 millones de años, donde Iberia selocalizaba en un hemisferio distinto al actual,a una latitud mucho más elevada, y podemosimaginar cómo -gracias a la deriva de los con-tinentes- transcurrió el viaje hasta su posiciónactual. Todos los recursos geoturísticos (pane-les, señales direccionales e informativas, códi-gos QR, Geoapps, juegos, cartel promocionaly folleto de bolsillo) se han realizado adaptán-dose a la tipología y características constructi-vas de zonas rurales de alta montaña quepermite un turismo respetuoso, sobre todo enzonas protegidas sensibles. En dos años defuncionamiento, su promoción a través deredes sociales, prensa y el gran número de vi-sitantes nacionales e internacionales muestranel éxito de esta actividad turística, además desu repercusión en el desarrollo local evitandola despoblación del mundo rural.

Desde el punto de vista paleoicnológico-científico, los icnofósiles de Monsagro compen-dian todos los icnotaxones descritos para la“sección tipo” del Ordovícico Inferior de la Peñade Francia por Pickerill et al. (1984), sumandobastantes ejemplos de Cruziana magnífica-mente preservados (Fig. 3E), además de una

notable representación de la icnofacies de Sko-lithos (S. linearis, Daedalus halli, D. desglandi),que apenas se conocía en el área antes citada.

Agradecimientos

Los autores desean agradecer a laExcma. Diputación de Salamanca (Áreas deTurismo y Cultura), a Ángel Mateos, Alcaldede Monsagro y a la Consejería de Me-dioambiente de la Junta de Castilla y León,por la financiación y las facilidades aporta-das para la realización del proyecto. J.C.G.-M. participa a través del proyectoCGL2012-39471. Los autores tambiénquieren agradecer los comentarios y apor-taciones realizadas por los revisores: L. Car-cavilla (IGME) y A. A. Sá (UTAD, Portugal).

Referencias

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Brilha, J. (2015). Geoheritage 3, 25-41.González-Delgado, J.A., Martínez-Graña, A.M.,

Civis, J., Sierro, F.J., Goy, J.L., Dabrio, C.F., Ruiz,F., González-Regalado, M.L. y Abad, M.(2015). Environmental Earth Sciences 73,609-4618.

Hose, T.A., Vasiljevic, T. y Djordjije, A. (2012). Ge-oheritage 4, 25-43.

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Martínez-Graña, A.M., Goy, J.L. y Cimarra, C.(2015). Environmental Earth Sciences 73,8023-8034.

Martínez-Graña, A.M., Serrano, L., González-Delgado, J.A., Dabrio, C.J. y Legoinha, P.(2017). International Journal of Digital Earth10, 121-138.

Pickerill, R.K., Romano, M. y Meléndez, B.(1984). Geological Journal 19, 249-269.

Zamarreño, J.C., Nieto, J.M. y Miñana, A. (2003).Monsagro. Un museo improvisado de la EraPrimaria. Ayuntamiento de Monsagro, 22 p.

Introducción

La importante geodiversidad presenteen la región extremeña se traduce en unagran riqueza de lugares de interés geológicorepresentativos de todo su territorio y supaisaje. Desde hace más de dos décadas sehan venido desarrollando estudios de dife-rente alcance encaminados a la cataloga-ción (De Tena et al., 2000), y elaboración deinventarios que recogieran esta riqueza.Con la publicación del libro “PatrimonioGeológico de Extremadura” (Muñoz Martí-nez y Martínez Flores, 2005), promovido porla Dirección General del Medio Natural dela Junta de Extremadura, se logró reunir, in-vestigar y catalogar los Lugares de InterésGeológico (LIG) más representativos de laregión. El trabajo que se presenta pretendedar continuidad a esta apuesta por la divul-gación del patrimonio geológico ampliando

la información y datos existentes con herra-mientas SIG y empleando una aplicación devisualización y localización de datos en red.Se trata de un proyecto piloto en el que sehan seleccionado un conjunto de puntos re-presentativos de este patrimonio, de los quese tiene un conocimiento detallado. Entrelos objetivos está gestionar la informaciónque se tiene de cada uno de estos puntoscon el fin de agruparlos y estandarizarlos,crear una base de datos con la informaciónexistente y los nuevos datos generados, eintegrarla en la plataforma web de repre-sentación y visualización de datos espacia-les y cartográficos CartoDB (actual CARTO).El fin es hacer llegar la información al usua-rio de manera más clara facilitando el tra-bajo de consulta contribuyendo así a unamayor difusión. Los datos que se compartenademás de facilitar la accesibilidad y cono-cimiento del patrimonio geológico, vienen

acompañados de un componente de locali-zación al que pueden integrarse y sumarseotros recursos de interés que favorezcan elgeoturismo.

Metodología

Se describen las fases de trabajo que sehan seguido así como los programas y apli-caciones utilizados para lograr los objetivosplanteados.

Recopilación de la información

Para la selección de los Lugares de InterésGeológico se han tomado los datos facilitadospor la Dirección General de Medio Ambientede la Junta de Extremadura pertenecientes alInventario Español de Lugares de Interés Geo-lógico (LIG) coordinado por el Instituto Geo-lógico y Minero de España (IGME).

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Difusión del Patrimonio Geológico de Extremadura a través deherramientas informáticas

Dissemination of the Geological Heritage of Extremadura through computer tools

Mª Teresa de Tena Rey1, Pedro Muñoz Barco2 y Tomás Pérez Rosa3

1 Centro Universitario de Mérida. Universidad de Extremadura. Avda Santa Teresa de Jornet, 38, 06800 Mérida [email protected] DGMA. Junta de Extremadura. Avda. Luis Ramallo, s/n, 06800 Mérida [email protected]

3 Servitopo. C/López Candela, 5, 06800 Mérida, Badajoz [email protected]

ABSTRACT

This project is integrated in the line of work developed for the study ofthe Geological Heritage of Extremadura. It aims to continue the researchand cataloguing of the most representative geological sites of the region byexpanding information through computer tools, geographic informationsystems and the use of an application of visualization and location of datain the network, that allows the access to this information in an easy andinteractive way. The purpose is to make the information available to the userin a more clear and visual way facilitating the consultation work thus con-tributing to a greater promotion.

Key-words: Geological Heritage, Extremadura, GIS.

RESUMEN

Este proyecto se integra en la línea de trabajo desarrollada para el estudio delPatrimonio Geológico de Extremadura. Con él se pretende dar continuidad a lalabor realizada de investigación y catalogación de los lugares de interés geológicomás representativos de la región ampliando la información a partir de herramientasinformáticas, sistemas de información geográfica y empleo de una aplicación devisualización y localización de datos en la red, que permita el acceso a dicha infor-mación de manera fácil e interactiva. El fin es hacer llegar la información al usuariode forma más clara y visual facilitando el trabajo de consulta, contribuyendo así auna mayor difusión.

Palabras clave: Patrimonio geológico, Extremadura, SIG.

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120 Patrimonio Geológico / Geological Cultural Heritage

La selección de estos LIG (Tabla I), se harealizado atendiendo a aspectos como:

- Representatividad.- Carácter de localidad tipo o de referencia.- Grado de conocimiento científico del lugar.- Estado de conservación.- Condiciones de observación.- Rareza.- Diversidad geológica- Espectacularidad o belleza.- Contenido didáctico o futuro uso didáctico.

Adecuación de los datos y tratamiento de la información

A la información disponible de los LIGseleccionados, se le realizaron algunas mo-dificaciones y ampliaciones como cálculode coordenadas geográficas y cálculo decoordenadas en proyección UTM, necesariaspara posteriores trabajos de análisis conherramientas SIG. También se modificaronlas denominaciones de algunos de lospuntos, ya que hacían referencia a unazona y nuestro interés es delimitarlo a unlugar concreto sobre el que focalizar el es-tudio, en la medida de lo posible.

Generación de nueva información

Se llevaron a cabo una serie de tareaspara la obtención de las cuencas visualesde los diferentes puntos.

La primera tarea se basó en convertir elmodelo digital de elevaciones (MDE) de

coordenadas geográficas a coordenadasUTM. Para esta conversión se utilizó la apli-cación online My Geodata Converter.

El siguiente paso consistió en calcularlas coordenadas UTM de todos los puntoscon localización en el huso 29 forzadas alhuso 30, con la finalidad de que todos lospuntos estuvieran referidos al mismo husoy no se generaran problemas a la hora devisualizar los datos. Para esta labor serecurrió al programa de descarga directa ygratuita PAG10 Beta del Instituto GeográficoNacional (IGN). Este programa de aplicacionesgeodésicas cuenta con una calculadora quepermite realizar transformaciones de datum,resolver problemas directos e inversos dela geodesia y transformaciones de coorde-nadas entre otros cálculos.

Con la base cartográfica pasada a UTMy las coordenadas de los puntos en el husocorrecto, se llevó a cabo la unión de ambosdatos en la herramienta Arcview, generandodos capas (shape) de información. Esto permitesituar cada punto con su posición correspon-diente encima de la base cartográfica.

Por otro lado, se hizo necesaria la ob-tención de un modelo de sombras para si-mular el relieve y poder calcular así lascuencas visuales.

Una vez generado, se dotó de tintashipsométricas para dar una referencia de laaltitud del terreno en cada zona, contem-plando la incertidumbre propia del modelo.

Fig. 1.- Visualización de los Lugares de Interés Geológico sobre la base cartográfica.

Fig.1.- Visualization of the sites of geological interest on cartographic base.

LUGARES DE INTERES GEOLÓGICOS

Cuevas de CastañarGeoparque Villuercas-Ibores-JaraLos PilonesLos BarruecosSinclinal de Herrera del DuquePenillanura de la SerenaPenillanura Trujillano-CacereñaRañas de Cañamero-ValdecaballerosRío TiétarRisco de la VilluercasMeandro del río Malvellido y Hurdano (Las Hurdes)Portilla del Tiétar. (Sinforme de Monfragüe)Salto del Gitano. (Sinforme de Monfragüe)Valle delJerte. Río JerteGargantas de la VeraGlaciar de la Serrá. (Sierra de Gredos)Pedrera de Castañar de Ibor. (Canchales de Villuercas)Puente abandonado de Coria (Depresión de Coria)Falla y Dique de PlasenciaLagunas de la AlbuferaVolcán de el GascoRiberos del TajoCerros Testigo. Montes isla de MedellínEstrecho de la PeñaSinclinal de GuadarranquePortilla del Almonte

Tabla I.- Lugares de Interés Geológico seleccionados.

Table I.- Selected sites of geological interest.

Finalmente, para el cálculo de las cuencasvisuales fue necesario configurar algunosparámetros, como la sobreelevación de lospuntos, el radio de visión, etc. Tras realizarvarias pruebas y observar los resultados sellegó a la determinación de que lo que másse puede asemejar a la realidad es sobreelevarlos puntos 3 m con el fin de compensar encierta medida las posibles incertidumbresdel modelo, y limitar el radio de visión a 10km, ya que la nitidez en una panorámica amás de 10 km de distancia no es muyprecisa. Generadas todas las cuencas, seconvirtieron a polígonos independientespara poder contabilizar las hectáreas quese recogen en cada cuenca visual y permitirla creación de una nueva capa de informa-ción, con la que poder diseñar el mapa.

Cálculo de cercanía a vías principales decomunicación

Se ha trabajado con la herramienta Arc-View (SIG) junto con la aplicación web devisualización de datos CartoDB. La cartogra-fía base utilizada es el Mapa Oficial de Ca-rreteras Interactivo de España y Portugalproporcionado por el Servicio de CartografíaDigital (SECAD) e IDE de la UEx, tomandoen consideración autovías, autopistas y ca-rreteras nacionales. Se actualizaron los tra-mos de nueva construcción con lainformación actualizada de las carreteraspara las bases cartográficas que ofrece alusuario la plataforma CartoD. Se unieron lasdos capas de información correspondientea las coordenadas de los puntos de interésgeológico y la correspondiente a la informa-ción de carreteras en una misma capa. Deesta forma podíamos calcular automática-mente la distancia a la vía de comunicaciónmás cercana.

Creación de base de datos de Lugares deInterés Geológico

Se crea una base de datos en Excel conlos datos disponible y los nuevos generadosde Lugares de Interés Geológicos seleccio-nados. Los campos de información recogi-dos son los siguientes:

- Denominación.- Paraje.- Provincia.- Municipio.- Coordenadas UTM.

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Difusión del Patrimonio Geológico de Extremadura a través de herramientas informáticas

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- Huso.- Coordenadas Geográficas.- Comentario descriptivo.- Descripción del acceso.- URL asociadas.- Referencias bibliográficas.- Dimensión.- Tipo de paisaje.- Extensión de Cuencas visuales.- Distancia a las vías principales más próximas.

Entorno y Herramienta web CartoDB

CartoDB es una herramienta web de có-digo abierto para la creación de mapasinteractivos y análisis y visualización de in-formación georreferenciada. Desarrolladapor la compañía tecnológica Vizzuality,ofrece varios planes de usos, incluyendouno gratuito soportando un conjunto dedatos ilimitados que ocupen hasta 50 Mb,opción utilizada en este proyecto. CartoDBproporciona una interfaz para importar y vi-sualizar datos geoespaciales, pero ademástambién proporciona una serie de APIs paraacceder a los datos mediante sentenciasSQL. Permite cargar el set de datos y modi-ficarlos o introducir el mapa en un blog ositio web.

La base de datos creada de los Luga-res de Interés Geológico es importada enla aplicación CartoDB, para poder localizary visualizar los puntos. Para ello CartDBcrea un campo de geometría llamado“the_geom” en el que almacena en pro-yección WGS84 (EPSG:4326) los datosgeoespaciales en formato well-known bi-nary, aunque admite geometrías del tipopuntos, líneas y polígonos. Ofrece direc-tamente a través del interfaz de usuariointroducir y poder visualizar los datos nu-méricos de tipo texto o fechas. Esta infor-mación puede ser ampliada, eliminada oeditada en cualquier momento dentro dela misma aplicación, por lo que nos per-mite tener información actualizada entiempo real.

Resultados

La visualización de los datos importa-dos, en la cual podemos observar los puntosgeorreferenciados en su posición, se ha rea-lizado sobre una de las bases cartográficaque ofrece CartoDB en la cual aparecen,entre otros, los nombres de los municipiosy las carreteras principales.

La visualización de los puntos puede sermodificada al gusto del usuario, ya queofrece diferentes tipos de mapas, colores,formas, tamaños o crear un mapa base pro-pio. Permite realizar consultas mediante pe-tición SQL, seleccionar las columnasdeseadas para filtrar la información, añadirnuevas capas, etc.

En este caso se ha centrado en la ven-tana emergente que puede visualizarsecuando se selecciona el punto deseado.En esta ventana se pueden mostrar loscampos de información elegidos de labase de datos importada. De esta maneratenemos un acceso rápido, sencillo yatractivo de la información pertenecientea cada punto (Fig.1). Un ejemplo de fichade información individual de un LIG semuestra en la figura 2.

Para darle más vistosidad al trabajo,CartoDB permite introducir URLs de otrossitios web para hacer llamamientos. En estetrabajo, se ha utilizado esta opción para co-locar como encabezado de la ventanaemergente, una fotografía representativadel punto en cuestión

Respecto a los valores de las cuencas vi-suales obtenidos son orientativos ya que seha aplicado una configuración estándar alanálisis siendo más interesante la visita a lazona y una configuración específica porpunto ajustando los parámetros de sobre-elevación y radio de visión. No obstante, esteanálisis permite contemplar la posibilidad deinstalar miradores en sitios estratégicosdonde puedan contemplarse vistas especta-culares añadiendo valor al punto en sí.

Respecto a los valores de proximidad avías de comunicación, el mayor número depuntos se localiza próximos a la carretera502, en el Geoparque Villuercas –Ibores-Jara.

En cuanto a la publicación de la basede datos georreferenciada, cualquier usua-rio web puede acceder a ella haciendo clicen el enlace: http://cdb.io/1KpS2Fz

Conclusiones

Se han puesto de manifiesto, desdeel punto de vista metodológico, las ven-tajas que pueden aportar las herramientasinformáticas para acercar al usuario la in-formación georreferenciada del patrimo-nio geológico, de una forma sencilla, rá-pida y visual. Se ha creado una base dedatos y agregado nueva información a laya disponible de los lugares de interésgeológico, abierta a la introducción, am-pliación y modificación de datos permi-tiendo una mayor adecuación en la ges-tión activa de los mismos.

Esta herramienta presenta los datosgeoespaciales de manera sencilla permi-tiendo realizar análisis de los que se puedeextraer más información.

La utilización de estas herramientaspara gestionar y difundir el patrimoniogeológico tiene como ventaja permitir lainteractividad y su difusión mediante unenlace.

Los datos que se comparten relativosal interés geológico vienen acompañadosde una componente de localización a loscuales pueden sumarse otros valores y re-cursos del territorio que favorezcan elgeoturismo.

Agradecimientos

Los autores agradecen a los editores dela revista, a la Dra. Andrea Martín Pérez y aun revisor anónimo los comentarios y suge-rencias aportados que han contribuido a lamejora del presente manuscrito.

Referencias

De Tena, M.T, Muñoz, P. y Rebollada, E. (2000).En: Jornadas sobre Patrimonio Geológicoy Desarrollo Sostenible (Palacio, J., Coord).Ministerio de Medio Ambiente. SEGAOT.

Muñoz Barco, P. y Martínez Flores, E. (2005).Patrimonio Geológico de Extremadura.Consejería de Industria, Energía y MedioAmbiente de la Junta de Extremadura.

Fig. 2.-Ficha individual de información de los Pilones. Ver figura en color en la web.

Fig. 2.- Individual information sheets of Pilones. See color figure in the web.

Introducción

El Patrimonio histórico y cultural deManzanares el Real está estrechamente li-gado a la geología del Parque Nacional Sie-rra de Guadarrama. Esta localidad, situadaaproximadamente a 50 km al NNO de Ma-drid, se asienta sobre el batolito graníticode la Pedriza. Manzanares el Real destacapor su interés histórico y arquitectónico y esun lugar estratégico para la difusión ypuesta en valor del patrimonio desde unaperspectiva científica. Las Rutas Geomonumentales tienen por

objetivo acercar a la sociedad la geología através del conocimiento de su patrimoniominero, rural, arquitectónico y monumental.Así mismo son una apuesta para su conser-vación y recuperación (Pérez-Monserrat etal., 2008; Vázquez-Calvo et al., 2008; Varaset al., 2010).

El objetivo de este artículo es dar a conoceraspectos básicos de los granitos utilizados enla construcción de Manzanares el Real a travésde una ruta. Comenzando en una de las múl-tiples canteras de la zona y recorriendo diversasedificaciones históricas para observar la puestaen obra y deterioro de mampuestos y sillareshistóricos. La información de esta ruta podráser complementada con la suministrada por elCentro de Interpretación Natural de La Pedrizay por el Museo Etnológico y Arqueológico deManzanares el Real. Así pues, disciplinas comola geología, la biología, la arqueología, la his-toria y la arquitectura contribuyen a la puestaen valor del patrimonio de la zona, ahondandoen la educación ambiental, y conservación.

Geología

Manzanares el Real se asienta sobreleucogranitos biotíticos con cordierita de

grano fino-medio (Fig. 1) y está rodeado porel leucogranito de la Pedriza, biotítico, equi-granular y de tamaño de cristal medio-grueso. Circundando a estos leucogranitosaparece, al sur otro leucogranito de dosmicas, equigranular y tamaño de cristalmedio-grueso, al norte un monzogranitoporfídico con biotitas de tamaño de cristalmedio-grueso y al oeste un monzogranitobiotítico con cordierita y enclaves máficos,de tamaño de cristal medio. Los monzogra-nitos son de edad Carbonífero y los leuco-granitos intruyeron posteriormente entre elCarbonífero y el Pérmico (Villaseca et al.,1993). Las rocas sedimentarias, calizas y do-lomías del Cretácico, se encuentran al este,en Soto del Real, aproximadamente a 8 km(Fort et al., 2013).La meteorización de estos granitos

ha generado bolos graníticos y pedreras(García-Rodríguez, 2015) en las faldas

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Ruta Geomonumental por Manzanares el Real (Madrid)

Geomonumental Route by Manzanares el Real (Madrid)

David M. Freire-Lista, Rafael Fort y María José Varas Muriel

Instituto de Geociencias IGEO (CSIC, UCM). Consejo Superior de Investigaciones Científicas CSIC – Universidad Complutense de Madrid UCM. Madrid 28040, España.


ABSTRACT

Manzanares el Real has an extensive geological heritage. It is locatedin the Natural Park of the Sierra de Guadarrama (Madrid), whose geologicaland monumental features make possible scientific dissemination actions.The main objective of Geomonumental Routes is to show the society the cul-tural heritage, giving it a touristic and didactic use. These routes combinearchitectural and historical values with geology and heritage conservation.Granite is the most important building stone in the history of the Madrid re-gion. Its historic quarries, forms of extraction and uses constitute a heritagethat must be safeguarded. This article proposes a tour of seven stops by his-torical quarries and monuments that constitute an open-air geological mu-seum in Manzanares el Real. This route arises from the research work carriedout in the Fuente de las Ermitas of this locality.

Key-words: Sistema Central, geomonumental route, granite, heritagebuilding stone.

RESUMEN

Manzanares el Real tiene un amplio patrimonio geológico. Está ubicado enel Parque Natural de la Sierra de Guadarrama (Madrid) y sus características geo-lógicas y monumentales posibilitan acciones de divulgación científica. Las RutasGeomonumentales tienen como objetivo principal mostrar a la sociedad el patri-monio cultural, dándole un uso turístico y didáctico. Estas rutas combinan valoresarquitectónicos e históricos con la geología y la conservación del patrimonio. Elgranito es la piedra de construcción más importante a lo largo de la historia dela región de Madrid. Sus canteras históricas, formas de extracción y usos cons-tituyen un patrimonio que se debe salvaguardar. Este artículo propone unrecorrido de siete paradas por canteras históricas y monumentos que constituyenun museo geológico al aire libre. Esta ruta surge a partir de los trabajos de inves-tigación realizados en la Fuente de las Ermitas de Manzanares el Real.

Palabras clave: Sistema Central, ruta geomonumental, granito, piedra deconstrucción tradicional.

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124 Divulgación científica / Popular Science.

de la Sierra que han surtido de granito alas poblaciones vecinas desde tiemposremotos.

Metodología

En la fuente de las Ermitas de Manza-nares el Real se han tomado seis muestraspara la caracterización visual y con ellas sehan realizado seis láminas delgadas para suobservación con un microscopio óptico deluz polarizada Olympus BX 51, equipadocon una cámara fotográfica DP 12 (6 V/2.5Å) y software Olympus DP-Soft. Las láminasse tiñeron con cobaltonitrito sódico para fa-cilitar la identificación de los feldespatospotásicos.Una vez identificados los tipos de pie-

dras de construcción utilizados en la fuente,se procedió a la localización de las canterashistóricas de piedras similares.

Resultados

Petrográficamente se distinguierondos tipos de rocas (Fig. 2), un monzogra-nito con cristales de tamaño medio-grueso entre 3 y 8 mm y color gris,heterogranular con cuarzo (2–7 mm y 30–40 % vol.), plagioclasa (2–7 mm y 20–25% vol.), feldespato potásico (4–6 mm y30–35% vol.) y biotita (1–5 mm y 7–10% vol.). Posiblemente este monzogranitoproviene de la zona de El Boalo. Y un leu-cogranito de color más ocre, subidiomór-fico, equigranular con cristales de tamañofino-medio, entre 1 y 5 mm. Su mineralo-gía es: cuarzo (1–3 mm y 50–55 % vol.),plagioclasa (1–3 mm y 20–25 % vol.), fel-despato potásico (1–4 mm y 20–25 %vol.) y biotita (0.5–2 mm y 3–5 % vol.).Como minerales accesorios aparecen loscircones asociados a las biotitas. Este gra-

nito es muy similar al situado en el Nortede Manzanares el Real.Destaca la microfisuración que pre-

sentan todos los minerales (Fig. 2) y eldistinto grado de alteración de los feldes-patos, siendo las plagioclasas del leuco-granito las más afectadas (seritización).Ambos procesos implican un aumento deporosidad, lo que facilita el deterioro porla acción de los agentes atmosféricos(agua y temperaturas).

Ruta Geomonumental

La Ruta Geomonumental de Manzanaresel Real tiene una longitud aproximada de 3km y consta de 7 paradas (Fig. 3).

Parada 1. La fuente de las Ermitas fueconstruida en el siglo XVI. Consta de unarca distribuidora que recoge el agua pro-cedente de canales subterráneos y un canalde desagüe descubierto que lleva el aguahasta la fuente con frontón de granito,sobre el que se encuentra un blasón muydeteriorado y un pilón que sirve de abreva-dero.Esta fuente está constituida con dife-

rentes sillares de monzogranito y leucogra-nito, cuya alteración natural le otorga unaalta rugosidad y color ocre. Se observan dis-tintos tipos de deterioro, como desplacadosen la cabecera, pérdida de cristales en lossillares del arca, fracturas, colonización bio-lógica por la humedad del lugar, grafitis yaplicación de mortero Portland. Parada 2. Cantera histórica de leucogra-

nito con vestigios de actividad extractivacomo cuñeras, o huecos equidistantes hora-dados en la roca para introducir cuñas de ma-dera que al hidratarse e hincharse producenla rotura de la piedra, individualizando blo-ques. Se observa gran cantidad de fracturassubparalelas a la superficie del terreno y es-paciamiento centimétrico; también fracturasverticales con un espaciado métrico.Parada 3. El Castillo Nuevo o de los

Mendoza fue construido en 1475 sobreuna atalaya y la ermita románico-mudéjarde Sta. María de la Nava, que aún se con-serva. Es un edificio de planta cuadrada con

cuatro torreones en sus esquinas, tres redon-dos y uno octogonal, adornados con bolas alestilo isabelino. La barbacana y los muros delcastillo están construidos con mampuestos deleucogranito de grano fino-medio, de tonosocres y alterado. En las saeteras, bolas, rema-

Fig. 1.- Mapa geológico de la zona, modificado de Menduiña y Fort (2005). Ver figura en color en la web.

Fig. 1.- Geological map of the area, modified from Menduiña and Fort (2005). See color figure in the web.

tes de las almenas y piedras esquineras se hautilizado monzogranito gris, menos alterado.Las galerías porticadas, columnas, balaustrasy otros elementos decorativos de ventanas ypuertas, están tallados en piedra sedimenta-ria, más fácil de labrar. El adarve meridionaltiene una galería flamígera sobre antepechosdecorada a base de puntas de diamante deleucogranito de tonos ocres. El patio de armasestá pavimentado con cantos rodados decuarcita y placas de monzogranito gris. Los mampuestos de leucogranito alte-

rado son deleznables y con gran microrru-gosidad superficial, lo que no permite unatalla fácil y duradera. Los sillares labradosen monzogranito gris tienen una funciona-lidad defensiva, pues este material es másresistente.Los mampuestos rubefactados aislados

han sufrido alteración por fuego antes desu ubicación actual, la reutilización de pie-dras del Castillo Viejo podría explicar su pre-sencia. Estos mampuestos aportan a losmuros del castillo tonalidades más ocres,produciendo un contraste cromático con elmonzogranito gris.

Parada 4. La Iglesia de Nuestra Señorade las Nieves (siglo XIV) presenta mezcla deestilos arquitectónicos, con la nave centralrománica encabezada por un presbiterio deforma pentagonal, una sacristía con cruce-ría gótica de terceletes de monzogranitogris y el pórtico renacentista de leucogra-nito. En el jardín de la iglesia hay estelasmortuorias de estilo visigótico de monzo-granito gris.La torre es de tres cuerpos, separados

entre sí por medio de impostas. Su reformase llevó a cabo a principios del siglo XVI yen ella es clara la diferencia entre las pie-dras de construcción. La primera en utili-zarse fue el leucogranito de tonos ocrescomo mampuestos, y en la parte superior seutilizaron sillares de monzogranito gris. Estadicotomía cromática puede deberse a un in-tento de imitar los colores del CastilloNuevo de los Mendoza, o es fortuita y sedebe a que en la reforma de la torre, se con-taba con mayores medios para la labra desillares más duros. El deterioro que presenta esta torre es

debido al ascenso capilar del agua desde el

GEOGACETA, 62, 2017

125Divulgación científica / Popular Science.

Ruta Geomonumental por Manzanares el Real (Madrid)

Fig. 3.- Ruta Geomonumental por Manzanares el Real. Ver figura en color en la web.

Fig.3.- Geomonumental Route by Manzanares el Real. See color figure in the web.

Fig. 2.- Microfotografías. A) Monzogranito. B)Leucogranito

Fig. 2.- Microphotographs A) Monzogranite B)Leucogranite

GEOGACETA, 62, 2017 D.M. Freire-Lista, R. Fort y M.J. Varas Muriel

126 Divulgación científica / Popular Science.

subsuelo. La humedad afecta principal-mente a los mampuestos de leucogranito,que están más alterados y tienen mayor po-rosidad que los sillarejos que constituyenlas piedras esquineras.

Parada 5. El Puente Viejo, comúnmenteconocido como el Puente de la Cañada Real(siglo XVI), está construido en mamposteríade leucogranito de distintos tamaños decristal; a excepción de las columnas inscritasy decoradas con un pináculo, situadas en laparte central de ambos pretiles. Tambiénestán labrados los sillares que rematan lospretiles y los sillarejos que forman las dove-las del arco. El puente se encuentra al ladode otro más moderno, que permite el pasode vehículos, construido con sillares demonzogranito. El Puente Viejo presenta unaintensa colonización biológica que acelerael deterioro de sus piedras.Parada 6. El Castillo Viejo o Plaza de

Armas es de estilo mudéjar, con mampues-tos predominantemente de leucogranito,de distintos tamaños y de colores de ocresa rojizos debido a la intensa alteración.Estos mampuestos se alternan con un en-cintado de ladrillo. Frecuentemente, la caravista de los mampuestos corresponde auna superficie de diaclasado. Es posibleque las piedras de este castillo hayan sidoreutilizadas para la construcción de otrosedificios en Manzanares el Real, ya que seconservan muy pocas piedras en sus murosperimetrales.Parada 7. La Ermita de Nuestra Señora

de la Peña Sacra (siglo XVI) está construidacon sillares de leucogranito alterado. A estaconstrucción se le han ido adosando pos-teriormente (siglo XVII) otras dependenciasconstruidas con mampostería y sillares delmismo leucogranito. Se puede observar ru-befacción en mampuestos, sellados conmortero de cal y Portland, desplacados y

pérdida de cristales del leucogranito. En elárea circundante a la ermita se encuentragran cantidad de vestigios de cantería his-tórica, además de bolos graníticos, diquesde pórfidos y marmitas de gigante.

Conclusiones

La Ruta Geomonumental de Manzana-res el Real destaca el valor de las piedraslocales usadas en la construcción histórica.El leucogranito es dominante y presenta unalto grado de alteración. El monzogranitogris, menos alterado y más resistente, tieneuna presencia más restringida, general-mente se utilizó para elementos tallados. La dicotomía de color existente en mo-

numentos de esta ruta es debida a la utili-zación de leucogranitos alterados de tonosocres, muy fáciles de obtener en las inme-diaciones de las construcciones y de menordurabilidad, y el monzogranito gris menosalterado, extraído probablemente de la zonade El Boalo.La existencia de mampuestos de leuco-

granito rubefactados y aislados produce unmayor contraste cromático y posiblementese debe a la reutilización de piedras deconstrucción. La localización de canteras ha sido po-

sible gracias a la identificación petrográfica.Debido a que en la zona del Parque Nacio-nal no se pueden explotar canteras, en casode sustitución de alguna piedra en mal es-tado de los monumentos, se recomiendautilizar granitos con características similarescomo pueden ser los de las canteras de Zar-zalejo para el monzogranito, de la Cabrerapara el leucogranito. Los granitos utilizados en los monumen-

tos de Manzanares el Real y sus canteras his-tóricas son un recurso didáctico a explotar.La utilización de calizas y dolomías en los

monumentos de Manzanares el Real se res-

tringe básicamente a detalles escultóricoscomo las columnas del patio de armas y losescudos del Castillo Nuevo de los Mendoza.

Agradecimientos

A GEOMATERIALES-2CM (S2013/MIT-2914) de la comunidad de Madrid, algrupo de investigación “Petrología apli-cada a la conservación del Patrimonio”(ref. 921349) y a los revisores por susaportaciones.

Referencias

Fort, R., Alvarez de Buergo, M., Pérez-Mon-serrat, E.M., Gómez-Heras, M., Varas-Muriel, M.J. y Freire-Lista, D.M. (2013).Quarterly Journal of Engineering Geo-logy and Hydrogeology 46, 421-429.

García-Rodríguez, M. (2015). Revista mexi-cana de ciencias geológicas 32 (3), 492-500.

Menduiña, J. y Fort, R. (2005). Las piedrasutilizadas en la construcción de losBienes de Interés Cultural de la Comu-nidad de Madrid anteriores al siglo XIX.IGME-IGE. Madrid. 172 p.

Pérez-Monserrat, E.M., Fort, R., Álvarez deBuergo, M. y Varas, M.J. (2008). Tierra yTecnología 33, 39-46.

Vázquez-Calvo, C., Pérez-Monserrat E.M.,Varas M.J., Álvarez de Buergo M. y FortR. (2008). Geo-Temas 10, 1339-1342.

Varas, M.J., Vázquez-Calvo, C., Fort. R. yPérez-Monserrat, E. (2010). Enseñanzade las Ciencias de la Tierra 18 (3), 259-268.

Villaseca, C., Andonaegui P. y Barbero, L.(1993). Mapa Geológico del PlutonismoHercínico de la región central española(Sierra de Guadarrama y Montes de To-ledo). CSIC. Madrid.

127

Alonso Zarza, A.M. .................. 151, 171Amine, A. ............................... 71Andreo Navarro, B. .................. 63Ansón Sánchez, M. ................. 75Antigüedad, I. ......................... 135Aranburu, A............................. 135Arenas Abad, C........................ 167, 171Argamasilla Ruiz, M. ............... 63Auqué, L.F. .............................. 115Aurell, M. ................................ 155Bádenas, B., ............................ 155 Balasch Solanes, J.C. ............... 55Balciscueta, U. ........................ 135Baragaño, D. ........................... 3Bartolomé Lafuente, J.I. ........... 15Bartolomé, M. ......................... 175Beamud, E............................... 83 Beitia-Atero, J. ......................... 23Bernárdez Rodríguez, E............ 39Blasco, M. .............................. 115Borrego, A.G. .......................... 3Boudchiche, L. ......................... 19Boutakiout, M. ........................ 19Cacho, I................................... 175Calvín, P. ................................. 87Canudo, J.I. ............................ 43Carballido, J.L. ........................ 43Carracedo Sánchez, M. ............ 107Casas Sainz, A,M. .................... 15, 67Castanera, D............................ 43Castelltort Aiguabella, F.X.......... 55Castillo Mateo, J. ..................... 51Cearreta, A. ............................ 11Cirés Fortuny, J. ...................... 55Coll, X. .................................... 159, 163Collado, R. .............................. 163Colombo Piñol. F...................... 55Comisión Mujeres y Geología de la Sociedad Geológica de España ... 139Damas Mollá, L. ...................... 135de la Torre Martínez, B............. 63de Santisteban Bové, C. .......... 7de Torres, T. ............................. 3Eguiluz Alarcón, L. ................... 107El Makrini, H. .......................... 79El Ouardi, H............................. 71, 79Enrique, P. .................123, 127Errandonea-Martin, J. ............. 107Esteban, J.J.............................. 111 Esteve, S.................................. 123Fernández- Ayuso, A. .............. 47Fernández-Mendiola, P.Á.F .......... 147Galé, C. ................................... 111, 119

Gallego, J.L.R........................... 3Garcés, M. .............................. 83García de Madinabeitia, S. ....... 111García Garmilla, P. .................. 135García Gil, A. .......................... 59García, F. ................................ 135Garcia-Ibaibarriaga, N. ............ 23García-Lasanta, C. ................... 103García-Mondéjar , J. ................ 147Garrido Schneider, E. ............... 59Garrido, A. .............................. 43Gil Garbí, H. ............................ 15, 143Gil García, M.J. ....................... 35Gil Imaz, A. ............................. 75, 119Gil Márquez, y J.M................... 63 Gimeno, M.J. ........................... 115Gómez Arozamena, J. .............. 11Gómez-Gras, D. ....................... 159, 163Gomez-Rivas, E. ...................... 95González-Lanchas, A................ 11Goula , X................................. 95Gracia Abadías, J. .................... 15Griera, A. ................................ 95Gutiérrez-Marco, J.C. ............... 27, 39Hamzaoui, L. ........................... 19Herms, I. ................................. 95Herrero Gascón, J. ................... 19Irabien, M.J. ............................ 11 Régis Mahamat, I.I. ................. 79Izquierdo-Llavall, E. ................. 103Kortabitarte, I. ......................... 11Salgado, L. .............................. 43Lago, M. ................................. 111, 119Liesa, C.L................................. 91López Julián, P. ........................ 15, 179López Pinedo, E. ..................... 135Luzón, A. ............................... 143Mahmoudi, A. ......................... 87Majarena, U. ........................... 111, 119Marcén, M. ............................. 99Mariani, E. .............................. 99Martín Bello, L. ........................ 167, 171Martínez-García, B................... 131Masrour, M.............................. 19Mateo Lázaro, J. .................... 51, 59Mattioli , E. ............................. 31Mendicoa, J. ............................ 131Mestres, N. ............................. 159Miguel Molina, J. ..................... 31Moral- Martos, F. .................... 47Morales, T. ............................... 135Moreno, A. .............................. 175Moussaid, B. ........................... 79

Mudarra Martínez, M............... 63Muniesa, P. ............................. 91Muñoz, A. ............................... 175Murelaga, X. ........................... 23Nieto López, J.M. .................... 63Oliva-Urcia, B. ......................... 79, 83Ordiales, A. ............................. 131Ortiz, J.E.................................. 3Osácar Soriano, M.C. ............... 167, 175Panera , J................................. 35Pardo Tirapu, G. ....................... 167Pérez Benedicto, J.Á. ............... 179Pérez, A................................... 143Pérez, C................................... 175Pérez-González, A.................... 35Pérez-Lorente, F. ...................... 19Pérez-Malo, J. ......................... 147Piris, G. ................................... 95Pocoví Juan, A. ........................ 15, 143Prieto Mera, J. ........................ 63Pueyo Anchuela, Ó................... 15, 179Pueyo, E.L. .............................. 83Ramajo Cordero, J. .................. 15Reolid, M. ............................... 31Revuelto Gimeno, C. ................ 15Rodríguez- Rodríguez, M. ....... 47Roigé, M. ................................ 159, 163Román-Berdiel, T. .................... 99, 103Romero, V.E. ............................ 51Roqué Bernal, J........................ 27Rosales, I................................. 155Rubio-Jara, S. .......................... 35Ruiz Zapata, B. ....................... 35Rygaloff, A............................... 151 Sagarna, M. ............................ 135Salesa Bordonaba, A................ 179Sánchez Navarro, J.Á. ............. 51, 59Sánchez-Palencia, Y.................. 3Sancho Marcén, C.................... 167, 175Sarrionandia Eguidazu, F. ........ 107Simón Gómez, J.L. ................... 75Soriano, M.A. ......................... 143Soto, R. .................................. 67, 83Stoll, H. ................................... 175Štorch , P. ................................ 27Suárez-Bilbao, A. ..................... 23Torres-Lopez, S. ....................... 79Uriarte, J.A. ............................ 135Val, J. ...................................... 155Valero, L. ................................ 83Vazquez-Suñé, E. .................... 59Villalain, J.J. ............................ 79, 87Xu, J........................................ 123

REVISTA SEMESTRAL DE CIENCIAS DE LA TIERRAGEOGACETA (2017)

ÍNDICE DE AUTORES, VOLÚMEN 61Authors index for Volume 61

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ÍNDICE DE AUTORES, VOLÚMEN 62Authors index for Volume 62

Almécija, C. .......................95Álvarez Gómez, J.A. .............11Ancochea, E. ................75, 79 Antón, L. .............................51Aranguren Iriarte, A. ............15Balanyá, J.C. ........................19 Ballesteros, D. ..............55, 59 Benavente, J. .......................95 Calvache Quesada, M.L. ....83 Carrasco-González, R.M. .....63 Carrero, S. .........................107 Carrión Torrente, Á.........23, 27 Cascone, L. ........................71 Castillo Mateo, J. .................99 Castiñeiras, P. ....................111 Corbí, H. .............................35 Crespo-Blanc, A...................19 Cruz–Hernández, P. ...........107 Cuevas Urionabarrenechea, J.15 Dabrio, C. J. .......................115 de Pedraza-Gilsanz, J. ..........63 de Tena Rey, M. T. ..............119 Díaz-Azpiroz, M. ................19 Edo Romero, V. ....................99 Esteban Guzmán, J.J. ...........15 Expósito, I. ..........................19 Fernández Chacón, F. ..........83 Fernández-Lozano, J.............63 Flinch, J. ............................23 Fort, R. ..............................123 Freire-Lista, D.M. ...............126 García Gil, A. .......................99 García-Sansegundo, J...........55 García-Talegón, J. ................63 Giner-Caturla, J.J. ................67 Giralt, S. ..............................55 Gisbert, J. ............................87 Gómez Barreiro, J. .................3 González Clavijo, E. ...............3

González Ramón, A. ............91 González-Delgado, J.A. ......115 Goy, J.L. ...........................115 Gutiérrez-Marco, J. C....47, 115 Heredia Díaz, J. G. ...............91 Herrero Barbero, P. ..............11 Huertas, M.J. .................75, 79 Insua-Arévalo, J.M. ................7 Jiménez Molina, D. ................7 Jiménez Sánchez, J. ............83 Jiménez, P............................95 Jiménez-Bonilla, A. ..............19 Jiménez-Cantizano, F. ..........51 Jiménez-Sánchez, M. .....55, 59 Jorreto, S. ............................87 Legoinha, P........................115 Liesa, C.L. ..........................31 López Chicano, M. .............83 Lorenzo, S. .........................47 Luzón, A. .............................43 Macías, F. ..........................107 Martín García, G....................3 Martín Montañés, C. ..........83 Martínez Catalán, J.R.............3 Martínez Díaz, J.J. .............7,11 Martínez-García, B...............43 Martínez-Graña, A. M. .....115 Martos Rosillo, S..................91 Mateo Lázaro, J. ..................99 Medina-Cascales, I. .............67 Meléndez-Asensio, M. .........55 Millán, R. ..........................103 Molina, L. ..........................87 Muñoz Barco, P..................119 Muñoz, A. ..........................43 Murelaga, X. .......................43 Nieto, J.M..................103, 107 Nunes Rubim, I. .............23. 27 Ordiales, A...........................43

Pastor-Martín, C. ................51 Pedrera, A. ..........................91 Peiro, A. ..............................31 Peral Lozano, J.J...................39 Pérez Fortes, A. P................111 Pérez López, R. ..................103 Pérez Rosa, T. ....................119 Pérez Valera, F......................35 Pérez, A...............................43 Pulido-Bosch, A. ..................87 Reshef, M. .........................23 Rigol, J.P..............................87 Rodríguez-Escudero, E. ..........7 Rodríguez-Méndez, L. ..........15 Rodríguez-Rodríguez, M. .....91 Rodríguez-Soto, P. .................7 Ruiz Cánovas, C.................103 Sá, A.A. .............................47 Sánchez Navarro, J. Á...........99 Sánchez Úbeda, J.P. ...........83 Sánchez-Martos, F................87 Sánchez-Roldán, J.L. ......27, 71 Sanz-Mangas, D.............75, 79 Serrano, L. .........................115 Simón, J.L. ...........................31 Sola, F. ................................87 Soler-Llorens, J.L. .................67 Soria, J.M. .....................35, 39 Soria-Jáuregui, Á. ................51 Soto Hermoso, J. I. .........23, 71 Tent-Manclús, J.E.................35 Tsige, M. ...............................7 Tubía Martínez, J.M. ............15 Urresti, B. ............................95 Vadillo, I. .............................95 Vallejos, Á. ..........................87 Varas Muriel, M. J. .....111, 123 Vegas Tubía, N.....................15

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REVISORES CIENTÍFICOS, VOLÚMENES 61 y 62Scientific Referees for Volumes 61 and 62

Alfredo Arche Miralles (Universidad Complutense de Madrid)Agustina Ahijado Quintillan (Universidad de La Laguna; Tenerife)Albert Soler Gil (Universidad de Barcelona)Alberto Cobos Periáñez (Fundación Conjunto Paleontológico de

Teruel-Dinópolis)Álvaro Rubio Ordóñez (Universidad de Oviedo)Ana Márquez Aliaga (Universidad de Valencia)Andrea Martín Pérez (Universidad Complutense de Madrid)Andrés Cuesta Fernández (Universidad de Oviedo)Andrés Gil Imaz (Universidad de Zaragoza)Ángeles García del Cura (Universidad Complutense de Madrid)Antonio Azor Pérez (Universidad de Granada)Antonio Casas Sainz (Universidad de Zaragoza)Antonio Guerra Merchán (Universidad de Málaga)Antonio José Oláiz Campos (Repsol Exploración S.A).Antonio Pérez García (Universidad de Zaragoza)Antonio Teixell Cacharo (Universidad Autónoma de Barcelona)Arianna Renau Pruñonosa (Universidad de Castellón)Artur Sá (Universidad Trás-os-Montes, Portugal)Belén Oliva Urcia (Universidad Autónoma de Madrid) Bernat Vila y Genisti (Universidad de Zaragoza)Carlos Ayora Ibáñez (Consejo Superior de Investigaciones Científicas)Carlos de Santisteban Bové (Universidad de Valencia)Carlos Fernández Rodríguez (Universidad de Huelva)Carlos Peropadre (Inypsa)Carlos Rossi Nieto (Universidad Complutense de Madrid)Carlos Villaseca González (Universidad Complutense de Madrid)Castor Muñoz Sobrino (Universidad de Vigo)Cecilia Pérez-Soba Aguila (Universidad Complutense de Madrid)Cesar Rodriguez Ranero (ICM-CSIC)César Viseras Alarcón (Univ. de Granada)Cristina García Lasanta (Universidad de Zaragoza)David Brusi (Universidad de Girona)David Orejana García (Universidad Complutense de Madrid)David Regués Muñoz (Consejo Superior de Investigaciones

Científicas)Edgardo Cañón-Tapia (Centro de Investigación Científica y de

Educación Superior de Ensenada, EEUU)Eduardo Garrido Schneider (Instituto Geológico y Minero de España)Elena Moreno González de Eiris (Universidad Complutense de Madrid)Eloi Carola (Gas Natural)Emilio Pueyo Morer (Instituto Geológico y Minero de España)Eneko Iriarte Avilés (Universidad de Burgos)Enric Vázquez Suñé (Consejo Superior de Investigaciones Científicas)Enrique Villas Pedruelo (Universidad de Zaragoza)Esther Sanz Montero (Universidad Complutense de Madrid)Félix Pérez-Lorente (Universidad de La Rioja)Fernando Álvarez Lobato (Universidad de Salamanca)Fernando Bastida Ibáñez (Universidad de Oviedo)

Fernando Díez del Olmo (Universidad de Sevilla)Ferrán Colombo Piñol (Universidad de Barcelona)Fidel Torcida (Museo de Salas de los Infantes)Francesc Sàbat Montserrat (Universidad de Burgos)Francisco Javier Alonso Rodríguez (Universidad de Oviedo)Francisco Juan García Tortosa (Universidad de Jaén)Francisco Moral Martos (Universidad Pablo de Olavide)Gabriel Gutiérrez Alonso (Universidad de Salamanca)Germán Flor Blanco (Universidad de Oviedo)Gloria Cuenca Bescós (Universidad de Zaragoza)Gonzalo Pardo Tirapu (Universidad de Zaragoza)Guillem Mas Gornals (Universidad de les Illes Balears)Guillermina Garzón Heydt (Universidad Complutense de Madrid)Guillermo F. Aceñolaza (Universidad Tucumán; Argentina)Guillermo Francés Pedraz (Universidad de Vigo)Hassan Ibouh (Universidad de Marrakech, Marruecos)Hugo Antonio Corbi Sevila (Universidad de Alicante)Iñaki Vadillo Pérez (Universidad de Málaga)Isabel Emma Quijada (Universidad de Oviedo)Iván Martín Rojas (Universidad de Alicante)Jaume Calvet Porta (Universidad de Barcelona)Javier Lambán Jiménez (Instituto Geológico y Minero de España)Javier Ramajo Cordero (Ilustre Colegio Oficial de Geólogos)Javier San Román (Confederación Hidrográfica del Ebro)Jesús Causapé Valenzuela (Instituto Geológico y Minero de España)Jesús Francisco Jordá Pardo (Universidad Nacional de Educación a

Distancia)Jesús Mateo Lázaro (Universidad de Zaragoza)Joan Guimerà Rosso (Universidad de Barcelona)Joaquín Rodríguez Vidal (Universidad de Huelva)Jordi Delgado Martín (Universidad de La Coruña)Jorge Colmenar (Danish Natural History Museum, Copenhagen)Jorge Marquínez García (Universidad de Oviedo)José Antonio Ortega Becerril (Universidad Autónoma de Madrid)José Arribas Mocoroa (Universidad Complutense de Madrid)Jose Benavente Herrera (Universidad de Granada)Jose Borrego Flores (Universidad de Huelva)José Fernando Simancas Cabrera (Universidad de Granada)José Francisco Martín Duque (Universidad Complutense de Madrid)José Ignacio Valenzuela Ríos (Universidad de Valencia)José Jesús Martínez Diaz (Universidad Complutense de Madrid)Jose Luis Brändle Matesanz (Centro Mixto Universidad Complutense

de Madrid-CSIC, IGEO)José Luis Simón Gómez (Universidad de Zaragoza)José Manuel Martínez Solares (Instituto Geográfico Nacional)José María Casas (Universidad de Barcelona)José María Cebriá Gómez (Instituto de Geociencias)José María Tubía Martínez (Universidad del País Vasco)José Miguel Andreu Rodés (Universidad de Alicante)

José Pedro Calvo Sorando (Universidad Complutense de Madrid)Juan Carlos Cerón García (Universidad de Huelva)Juan Carlos Rubio Campos (Instituto Geológico y Minero de España)Juan Cruz Larrasoaña Gorosquieta (Instituto Geológico y Minero de

España)Juan de Dios Centeno Carrillo (Universidad Complutense de Madrid)Juan Jiménez Millán (Universidad de Jaén)Juan José Durán Balsero (Instituto Geológico y Minero de España)Juan Manuel López García (Institut Català de Paleoecologia Humana

y Evolució Social; ipHES)Juan Manuel Usera Mata (Universidad de valencia)Juan Pedro Rodríguez López (University of South Wales)Juan Ramón Bahamonde Rionda (Universidad de Oviedo)Julia Escorihuela Martínez (Parque Geológico de Aliaga)Julián García Mayordomo (Instituto Geológico y Minero de España)Julian Andrews (University of East Anglia; United Kingdom)Julio Aguirre Rodríguez (Universidad de Granada)Julio Company Rodríguez (Universidad Politécnica de Valencia)Julio Rodríguez Lázaro (Universidad del País Vasco)Lidia Rodríguez Méndez (Universidad del País Vasco)Lucas Vadillo Fernández (Instituto Geológico y Minero de España)Lucia Struth (Universidad Autónoma de Barcelona)Luis Arlegui Crespo (Universidad de Zaragoza)Luis Carcavilla Urquí (Instituto Geológico y Minero de España)Luis Miguel Nieto Albert (Universidad de Jaén)Luís Pedro Fernández (Universidad de Oviedo)M. Cinta Osácar Soriano (Universidad de Zaragoza)Mª Ángeles García del Cura (Instituto de Geociencias, CSIC-UCM)Mª Luz González-Regalado Montero (Universidad de Huelva)Manuel Camacho Cerro (Universidad de Huelva)Manuel López Chicano (Universidad de Granada)Marceliano Lago San José (Universidad de Zaragoza)

Maria Belén Muñoz García (Universidad Complutense de Madrid)María del Carmen Hidalgo Estévez (Universidad de Jaén)María Jesús Irabién (Universidad del País Vasco)Maria Jesús Turrero Jiménez (Centro de Investigaciones Energéticas,

Medioambientales y Tecnológicas)María José Iriarte Chiapusso (Universidad del País Vasco)Marta González Díaz (Instituto Cartográfico y Geológico de Cataluña)Meritxel Aulinas Junca (Universidad de Barcelona)Miguel Ángel Caja (Repsol)Miguel Garcés Crespo (Universidad de Barcelona)Miguel Rodríguez Rodríguez (Universidad Pablo de Olavide)Néstor Vegas Tubía (Universidad del País Vasco)Nieves Meléndez-Hevia (Universidad Complutense de Madrid)Óscar Pueyo Anchuela (Centro UNED-Calatayud, Zaragoza)Pablo Jiménez Gavilán (Universidad de Málaga)Pablo Suárez González (Universidad Complutense de Madrid)Pedro Alfaro García (Universidad de Alicante)Pedro Huerta Hurtado (Universidad de Salamanca)Rafael Fort González (Instituto de Geociencias, CISC-UCM)Ramón Casillas Ruiz (Universidad de La Laguna)Raquel Herrera Espada (Universidad Rey Juan Carlos)Rosa Mª Tejero López (Universidad Complutense de Madrid)Ruth Soto Marín (Instituto Geológico y Minero de España)Sara Guerrero Suárez (Universidad Complutense de Madrid)Sergio Llana Funez (Universidad de Oviedo)Sergio Martos Rosillo (Instituto Geológico y Minero de España)Sonja Lojen (Jozef Stefan Institute, Eslovenia)Tarik Slama (Universidad de Tunis el Manar, Túnez)Teresa Medialdea Cela (Instituto Geológico y Minero de España)Teresa Román Berdiel (Universidad de Zaragoza)Valentí Turu (Fundació Marcel Chevalier; Andorra)Victoriano Pujalte (Universidad del País Vasco)

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ÍNDICE DE LOS VOLÚMENES 61 y 62Index of Volumes 61 and 62

VOLUMEN / VOLUME 61

MEDIO AMBIENTE / ENVIRONMENT

Contaminación atmosférica desde1400 AD en el registro de la ría Villaviciosa (Norte de España)J.E. Ortiz, Y. Sánchez-Palencia, J.L. R. Gallego, D. Baragaño, Á.G. Borrego y T. de Torres .......................................................................................................... 3-6

CUATERNARIO / QUATERNARY

Los depósitos de la cuenca cuaternaria de Los Llanos de Cubillas. Anticlinal de Sot de Chera (Valencia)C. de Santisteban Bové .......................................................................................................................................................................................................... 7-10

El registro geológico antropoceno en el Abra de Bilbao: evidencias de su historia natural y humanaA. Cearreta, M.J. Irabien, J. Gómez Arozamena, I. Kortabitarte y A. González-Lanchas........................................................................................................... 11-14

Influencia antrópica vs. natural en el origen del riesgo kárstico del entorno de la ciudad de ZaragozaÓ. Pueyo Anchuela, J. Ramajo Cordero, A. M. Casas Sainz, P. López, J. Gracia Abadías, H. Gil Garbí, C. Revuelto Gimeno, J.I. Bartolomé Lafuente y A. Pocoví Juan ......................................................................................................................... 15-18

PALEONTOLOGÍA / PALAENTOLOGY

Jarrate Lbel: New Upper Cretaceous continental site in Morocco. A probable ornitischian non-onithopod trackway and three amble gait titanosauriform trackwaysL. Boudchiche, M. Masrour, M. Boutakiout, L. Hamzaoui, J. Herrero Gascón and F. Pérez-Lorente .......................................................................................... 19-22

Biometría de los Elementos dentarios inferiores de sorícidos del yacimiento del pleistoceno superior de Artazu VII (Arrasate, Gipuzkoa)A. Suárez-Bilbao, J. Beitia-Atero, N. Garcia-Ibaibarriaga y X. Murelaga ................................................................................................................................. 23-26

Bioestratigrafía (graptolitos) del límite Ordovícico-Silúrico en los Pirineos orientales (curso alto del río Segre, Lleida)J. Roqué Bernal, P. Štorch y J.C. Gutiérrez-Marco ................................................................................................................................................................... 27-30

Thin-shelled bivalve (“filament”) buildup of the Aalenian-lowest Bajocian in the Subbetic (South Iberian Paleomargin)J. M. Molina, M. Reolid and E. Mattioli .................................................................................................................................................................................. 31-34

Paisaje vegetal y clima durante el Pleistoceno Medio en la cuenca media (Valdocarros) y alta (Redueña) del río Jarama (Madrid), a través del análisis polínico)B. Ruiz Zapata, M.J. Gil García, J. Panera , S. Rubio-Jara, A. Pérez-González .......................................................................................................................... 35-38

Graptolitos ordovícicos en el sinclinal de Rececende (Lugo, Zona Asturoccidental-leonesa). Implicaciones estratigráficasE. Bernárdez Rodríguez y J.C. Gutiérrez-Marco ...................................................................................................................................................................... 39-42

Icnitas de dinosaurios saurópodos en la Formación Rayoso (Cuenca Neuquina, Albiense, Argentina)J.I. Canudo, A. Garrido, J.L. Carballido, D. Castanera y L. Salgado ......................................................................................................................................... 43-46

HIDROGEOLOGÍA E HIDROLOGÍA / HYDROGEOLOGY AND HIDROLOGY

Cuantificación de los aportes hídricos subterráneos a la laguna de Santa Olalla a partir de balances hídricos diarios (Parque Nacional de Doñana, Huelva)M. Rodríguez- Rodríguez, A. Fernández- Ayuso y F. Moral- Martos ........................................................................................................................................ 47-50

Aplicación de los criterios del reglamento de dominio público hidráulico en la creación de nuevas infraestructuras en EspañaJ. Mateo Lázaro, J.Á. Sánchez Navarro, V. Edo. Romero y J. Castillo Mateo ............................................................................................................................ 51-54

Consecuencias de la migración lateral de una cuenca de drenaje (Homoclinal shifting) en la formación de la cuenca erosiva de la Plana de Vic. NE de la Cuenca del EbroF.X. Castelltort Aiguabella, J.C. Balasch Solanes, J. Cirés Fortuny y F. Colombo Piñol ............................................................................................................. 55-58

La modelización tridimensional del flujo del agua subterránea y transporte de calor en la gestión de recursos geotérmicos someros en zonas urbanasA. García Gil, E. Garrido Schneider, J.Á. Sánchez Navarro, E. Vazquez-Suñé y J. Mateo Lázaro ............................................................................................. 59-62

Consideraciones sobre el funcionamiento hidrogeológico del acuífero carbonático de la sierra de Jarastepar (provincia de Málaga) deducidas a partir de un ensayo de trazadores artificialesB. de la Torre Martínez, M. Mudarra Martínez, B. Andreo Navarro, M. Argamasilla Ruiz, J.M. Nieto López, J. Prieto Mera y J.M. Gil Márquez ...................... 63-66

GEOLOGÍA ESTRUCTURAL Y TECTÓNICA / STRUCTURAL GEOLOGY AND TECTONICS

Análisis de estrías en pliegues N-S del Pirineo central meridionalR. Soto y A.M. Casas-Sainz .................................................................................................................................................................................................... 67-70

Active tectonics revealed by isobase surfaces analysis from South Rifian Ridges, Northern MoroccoA. Amine and H. El Ouardi ..................................................................................................................................................................................................... 71-74

Las rocas de falla del cabalgamiento de Daroca (sector central de la Cordillera Ibérica): interpretación reológica y cinemáticaM. Ansón Sánchez, A. Gil Imaz y J.L. Simón Gómez ............................................................................................................................................................... 75-78

Meaning of synsedimentary shortening tectonic structures along the Northern limb of the Aït Attab syncline (Central High Atlas, Morocco)H. El Makrini, I. Ivanof Régis Mahamat, B. Moussaid, S. Torres-Lopez, B. Oliva-Urcia, J.J. Villalain and H. El Ouardi .............................................................. 79-82

Fábricas magnéticas en el antepaís del orógeno Pirenaico, relación con los últimos estadios de deformación (cabalgamiento de San Felices, Sierras Exteriores Aragonesas)B. Oliva-Urcia, E. Beamud, R. Soto, E.L. Pueyo, M. Garcés, y L. Valero ................................................................................................................................... 83-86

132

Evidencias de facies rojas remagnetizadas en el Atlas Medio (Marruecos)P. Calvín, J.J. Villalaín y A. Mahmoudi .................................................................................................................................................................................... 87-90

Dirección de transporte de los cabalgamientos del sistema de Larra en la sección de Aragüés (Sierras Interiores, Pirineos centrales)P. Muniesa y C.L. Liesa .......................................................................................................................................................................................................... 91-94

Induced Seismicity in pressurised single fractures: a numerical approachG. Piris, A. Griera, E. Gomez-Rivas, I. Herms and X. Goula ..................................................................................................................................................... 95-98

Registro de la deformación a escala microestructural en el cabalgamiento de Gavarnie (Zona Axial Pirenaica)M. Marcén, T. Román-Berdiel y E. Mariani ............................................................................................................................................................................. 99-102

Análisis de la fábrica magnética en modelos analógicos de arcillasC. García-Lasanta, E. Izquierdo-Llavall y T. Román-Berdiel .................................................................................................................................................... 103-106

PETROLOGÍA Y GEOQUÍMICA / PETROLOGY AND GEOCHEMISTRY

Petrogénesis de los diques alcalinos de Errigoiti (magmatismo de edad Cretácico superior en la Cuenca Vasco-Cantábrica)F. Sarrionandia Eguidazu, M. Carracedo Sánchez, J. Errandonea-Martin y L. Eguiluz Alarcón ................................................................................ 107-110

El magmatismo pérmico inferior de la Sierra de Pardos (Rama Aragonesa de la Cordillera Ibérica, Zaragoza): petrología y geoquímicaU. Majarena, M. Lago, C. Galé, J.J. Esteban y S. García de Madinabeitia ................................................................................................................... 111-114

Estudio geotermométrico de las aguas termales ricas en CO2 del acuífero de La Ermita del Saladillo (Murcia)M. Blasco, L.F. Auqué y M.J. Gimeno ............................................................................................................................................................................... 115-118

La intrusión de Cerro Redondo (Pérmico inferior, Cordillera Ibérica, Zaragoza): reconstrucción 3D y modelo de emplazamientoU. Majarena, A. Gil, M. Lago y C. Galé ............................................................................................................................................................................ 119-122

Procesos de mezcla incompleta entre un magma granodiorítico y una intrusión diorítica parcialmente consolidada en Llafranc (Cordillera Litoral Catalana, NE de la Península Ibérica)P. Enrique, J. Xu y S. Esteve ............................................................................................................................................................................................... 123-126

Una aproximación a la clasificación química de rocas intrusivas calcoalcalinas basada en su densidad: su utilidad en la prospección preliminar y cartografía de rocas graníticasP. Enrique ............................................................................................................................................................................................................................. 127-130

ECOLOGÍA / ECOLOGY

Distribución y ecología de las asociaciones de foraminíferos bentónicos recientes del estuario de Oriñón (E de Cantabria, N de la península Ibérica)A. Ordiales, B. Martínez-García y J. Mendicoa ....................................................................................................................................................................... 131-134

CONSERVACIÓN Y PATRIMONIO GEOLÓGICO / CONSERVATION AND GEOLOGICAL HERITAGE

Clasificación de los rasgos de alteración presentes en los materiales de construcción de las Galerías de Punta Begoña (Getxo, Bizkaia)L. Damas Mollá, J.A. Uriarte, E. López Pinedo, M. Sagarna, P. García Garmilla, A. Aranburu, F. García, U. Balciscueta, I. Antigüedad y T. Morales ................. 135-138

DIVULGACIÓN / POPULAR SCIENCE

La geología en los concursos nacionales de divulgación científica multidisciplinares: una de cal y otra de arenaComisión Mujeres y Geología de la Sociedad Geológica de España ...................................................................................................................................... 139-142

GEOMORFOLOGÍA / GEOMORPHOLOGY

Degradación de terrazas sobre substrato evaporítico y relieve invertido de paleodolinasA. Pocoví, M.A. Soriano, H. Gil, A. Luzón. y A. Pérez ............................................................................................................................................................ 143-146

ESTRATIGRAFÍA Y SEDIMENTOLOGÍA / STRATIGRAPHY AND SEDIMENTOLOGY

Facies analysis and stratigraphy of the Suances Upper Albian carbonate platform (Northern Spain)J. Pérez-Malo, P.Á.Fernández-Mendiola and J. García-Mondéjar ................................................................................................................................. 147-150

Fluvial carbonate occurrences in high energy rivers: Examples from the Gállego River Tributaries, Pyrenees, HuescaA.M. Alonso-Zarza y A. Rygaloff ...................................................................................................................................................................................... 151-154

Calibración mediante isótopos de estroncio del límite Pliensbachiense-Toarciense en Obón (Teruel): implicaciones sedimentariasJ. Val, B. Bádenas, M. Aurell e I. Rosales ......................................................................................................................................................................... 155-158

Heavy-mineral assemblages as a provenance indicator in the Jaca basin (Middle-Late Eocene, southern Pyrenees)X. Coll, D. Gómez-Gras, M. Roigé y N. Mestres .............................................................................................................................................................. 159-162

Caracterización composicional de las areniscas del Cretácico Superior en las Sierras Marginales y Exteriores (cuenca surpirenaica): análisis mediante minerales pesados y petrografía ópticaD. Gómez-Gras, R. Collado, X. Coll y M. Roigé ............................................................................................................................................................... 163-166

GEOQUÍMICA SEDIMENTARIA / SEDIMENTARY GEOCHEMISTRY

Stable-isotope changes in tufa stromatolites of the Quaternary Añamaza fluvial system (Iberian Ranges, Spain)M.C. Osácar Soriano, C. Arenas Abad, C. Sancho Marcén, G. Pardo Tirapu, L. Martín Bello .................................................................................... 167-170

Preliminary interpretation of the stable-isotope composition in lacustrine stromatolites of the Sierra de Alcubierre (Miocene, Ebro Basin, Spain)L. Martín Bello, C. Arenas Abad and A.M. Alonso Zarza ............................................................................................................................................... 171-174δ13C and Mg/Ca dripwater response to environmental conditions in the Ortigosa caves (La Rioja, Spain)M.C. Osácar, C. Sancho, A. Muñoz, A. Moreno, M. Bartolomé, C. Pérez, I. Cacho and H. Stoll ................................................................................ 175-178

GEOTECNIA E INGENIERÍA GEOLÓGICA / GEOTECHNICS AND ENGINEERING GEOLOGY

Mejora en la compactabilidad de un suelo limoso mediante la elaboración de mezclas con residuos de construcción y demoliciónP.L. López Julián, Á. Salesa Bordonaba, J.Á. Pérez Benedicto y Ó. Pueyo Anchuela .................................................................................................. 179-182

133

VOLUMEN / VOLUME 62


Aportaciones estructurales al conocimiento del sinclinal de Tamames: Dominio del Esquisto Grauváquico de la Zona Centro Ibérica (Macizo Ibérico)E. González Clavijo, G. Martín García, J.R. Martínez Catalán y J. Gómez Barreiro ................................................................................................................................................................3-6

Caracterización geotécnica y geomecánica de la roca de falla de la falla activa de Alhama de MurciaP. Rodríguez-Soto, M. Tsige, J.M. Insua-Arevalo, J.J. Martínez-Diaz, E. Rodriguez-Escudero y D. Jiménez Molina ............................................................................................................7-10

Análisis estructural en el segmento Alhama de Murcia – Alcantarilla (Falla de Alhama de Murcia) y sus implicaciones en la peligrosidad sísmicaP. Herrero Barbero, J.A. Álvarez Gómez y J.J. Martínez Díaz ...............................................................................................................................................................................................11-14

Análisis de la fábrica magnética en el Sinclinorio de Bizkaia: Implicaciones en la tectónica regionalN. Vegas Tubía, A. Aranguren Iriarte, L. Rodríguez-Méndez, J. Cuevas Urionabarrenechea, J.M. Tubía Martínez y J.J. Esteban Guzmán.......................................................................15-18

Influence of diapirs on the development of non-cylindrical arcuate fold-and-thrust belts: Results from analogue models of progressive arcsA. Crespo-Blanc, A. Jiménez-Bonilla, J.C. Balanyá, I. Expósito y M. Díaz-Azpiroz .............................................................................................................................................................19-22

Structure and faulting above a thick Messinian salt layer in the Levant Basin (offshore Israel)Á. Carrión Torrente, J. Ig Soto Hermoso, M. Reshef, J. Flinch e I. Nunes Rubim .............................................................................................................................................................23-26

Deformaciones Neógenas y diapirismo arcilloso en el sector nororiental del Prisma de Acreción del Golfo de CádizI. Nunes-Rubim, Á. Carrión-Torrente y J.L. Sánchez-Roldán ...............................................................................................................................................................................................27-30

New evidence of recent fracturing at the relay zone between the Concud and Teruel faults (eastern Iberian Chain)A. Peiro, J.L. Simón and C.L. Liesa ........................................................................................................................................................................................................................................31-34

ESTRATIGRAFÍA / STRATIGRAPHY

Las unidades marinas del Tortoniense colgadas en Sierra Nevada occidental: historia de movimientos verticalesH. Corbí, F. Pérez Valera, J.M. Soria y J.E. Tent-Manclús .....................................................................................................................................................................................................35-38

La sección de Torrellano (Mioceno superior – Plioceno, Cuenca del Bajo Segura): Estratigrafía y acontecimientos relacionados con la Crisis de Salinidad del MessinienseJ.J. Peral Lozano y J.M. Soria .................................................................................................................................................................................................................................................39-42

PALEONTOLOGÍA / PALAEONTOLOGY

Evolución paleoambiental del registro Holoceno de la laguna de Añavieja (Soria, NE Península Ibérica) a partir del estudio de las asociaciones de ostrácodosB. Martínez-García, A. Ordiales, A. Pérez, A Muñoz, A. Luzón y X. Murelaga ....................................................................................................................................................................43-46

Fontanarejo (Ciudad Real): una localidad icnológica excepcional del Ordovícico Inferior en los Montes de Toledo meridionalesJ.C. Gutiérrez-Marco, S. Lorenzo y A.A . Sá ..........................................................................................................................................................................................................................47-50

CUATERNARIO Y GEOMORFOLOGÍA / QUATERNARY AND GEOMORPHOLOGY

Cálculo del perfil teórico de equilibrio de un río en función del índice de gradienteF. Jiménez-Cantizano, L. Antón, Á. Soria-Jáuregui y C. Pastor-Martín ................................................................................................................................................................................51-54

Propuesta de un nuevo modelo espeleogenético para los Picos de Europa (Cordillera Cantábrica, España)D. Ballesteros, M. Jiménez-Sánchez, J. García-Sansegundo, S. Giralt, y M. Meléndez-Asensio ........................................................................................................................................55-58

Metodología de evaluación del riesgo geoarqueológico en castros marítimos: El Castiellu (Asturias, España)M. Jiménez-Sánchez y D. Ballesteros ...................................................................................................................................................................................................................................59-62

Nuevas perspectivas para la identificación y el conocimiento de la morfología glaciar de la Sierra del Teleno (León) y su transformación antrópicaJ. Fernández-Lozano, R.M. Carrasco-González, J. de Pedraza-Gilsanz y J. García-Talegón ...............................................................................................................................................63-66

RIESGOS GEOLÓGICOS / NATURAL HAZARDS

Cálculo de Escenarios de Daños Sísmicos en la Comunidad Valenciana utilizando Model Builder (ArcGIS)I. Medina-Cascales, J.L. Soler-Llorens y J.J. Giner-Caturla ...................................................................................................................................................................................................67-70

GEOFÍSICA / GEOPHYSICS

2D gravity modeling of shale diapirs in the northern margin of the West Alboran BasinJ.L. Sánchez-Roldán, J.I. Soto y L. Cascone ..........................................................................................................................................................................................................................71-74

PETROLOGÍA Y GEOQUÍMICA / PETROLOGY AND GEOCHEMISTRY

Mineralogía de las rocas intrusivas sálicas del sur de la isla de TenerifeD. Sanz-Mangas, M.J. Huertas y E. Ancochea .............................................................................................................................................................................................................75-78

Geoquímica de las rocas intrusivas sálicas del sur de la isla de TenerifeD. Sanz-Mangas, M.J. Huertas y E. Ancochea .............................................................................................................................................................................................................79-82

HIDROGEOLOGÍA / HYDROGEOLOGY

Cuantificación de flujos verticales mediante flowmeter en sondeos del acuífero detrítico Motril-Salobreña (Granada, Sur de España)J. Jiménez Sánchez, C. Martín Montañés, J.P. Sánchez Úbeda, M.L. Calvache Quesada, M. López Chicano y F. Fernández Chacón ...................................................................................................................................................................................................................83-86

Evolución de la geometría de la interfase agua dulce-agua de mar en un acuífero costero sometido a un intenso bombeo de agua de marS. Jorreto, F. Sola, Á.Vallejos. F. Sánchez-Martos, J. Gisbert, L. Molina, J.P. Rigol y A. Pulido-Bosch ................................................................................................................87-90

Cambios en la calidad del agua subterránea debidos a la explotación intensiva en el acuífero carbonático de la Sierra de Humilladero (Málaga, España)S. Martos Rosillo, A. González Ramón, J. Gustavo Heredia Díaz, A. Pedrera y M. Rodríguez-Rodríguez ......................................................................................................91-94

Aquifer-river interaction in the Río Velez aquifer (Málaga, Spain) based on hydrochemical (SO42-, NO3-) and stable isotope (d2H, d18O) dataI. Vadillo, J. Benavente, B. Urresti, P. Jiménez and C. Almécija ................................................................................................................................................................................95-98

134

Método PLR para la separación del flujo de base continuo y su aplicación con la serie temporal del río BergantesJ. Mateo Lázaro, J.Á. Sánchez Navarro, A. García Gil, V. Edo Romero y J. Castillo Mateo ..............................................................................................99-102

GEOLOGÍA AMBIENTAL / ENVIRONMENTAL GEOLOGY

Estudio preliminar del Depósito de Fosfoyesos de Huelva como fuente potencial de elementos de interés económicoC. Ruiz Cánovas, R. Pérez López, R. Millán y J.M. Nieto .............................................................................................................................................................103-106

Estudio de la movilidad de contaminantes del Depósito de Fosfoyesos de HuelvaF. Macías, , P. Cruz–Hernández, S. Carrero y J.M. Nieto .............................................................................................................................................................107-110

GEOLOGÍA ECONÓMICA / ECONOMIC GEOLOGY

Optimización de la producción de áridos procedentes de canteras con frentes complejos: Cantera de Touro, A Coruña (España)A. P. Pérez Fortes; P. Castiñeiras y M. J. Varas Muriel .................................................................................................................................................................111-114

PATRIMONIO GEOLÓGICO / GEOLOGICAL CULTURAL HERITAGE

La “Ruta de las huellas fósiles” (Monsagro, Salamanca): un ejemplo de geoturismo aplicado al desarrollo ruralAntonio Miguel Martínez-Graña, José Ángel González-Delgado, Juan Carlos Gutiérrez-Marco, Lorena Serrano, Cristino José Dabrio, José Luis Goy y Paulo Legoinha .......115-118

Difusión del Patrimonio Geológico de Extremadura a través de herramientas informáticasM. T. de Tena Rey, P. Muñoz Barco y T. Pérez Rosa .....................................................................................................................................................................119-122

DIVULGACIÓN CIENTÍFICA / POPULAR SCIENCE

Ruta Geomonumental por Manzanares el Real (Madrid)D.M. Freire-Lista, R. Fort y M.J. Varas Muriel ......................................................................................................................................................................123-126

135135

SOCIEDAD GEOLÓGICA DE ESPAÑAFac. de Ciencias. Univ. de Salamanca

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136

LISTADO DE PRECIOS DE LAS PUBLICACIONES NO PERIÓDICAS DE LA SGE

La Sociedad Geológica de España ha publicado distintos materiales no periódicos y que se venden al margen de GEOGACETA y de la Revista de laSGE, con precios ventajosos para sus socios. Todos los precios incluyen el IVA.

La serie GEO-TEMAS se inició en el año 2000. Cubre las actas y resúmenes de reuniones de carácter científico auspiciadas por la SGE. Los ejemplaresdisponibles son los siguientes:

Socios No Socios GEO-TEMAS 1 V Congreso Geológico de España, Alicante 2000 (4 vols.) 12 € c.u. 20 € c.u.

GEO-TEMAS 5 V Congreso del grupo Español del Terciario, Granada 2003 18 € 30 €

GEO-TEMAS 6 VI Congreso Geológico de España, Zaragoza 2004 (5 vols.) 12 € c.u. 20 € c.u.

GEO-TEMAS 7 Simposio Homenaje a D. Daniel Jiménez de Cisneros 2004 18 € 30 €y Hervás, Alicante

GEO-TEMAS 9 VI Congreso del Grupo Español del Terciario, Salamanca 2006 18 € 30 €

GEO-TEMAS 10 VII Congreso Geológico de España, Las Palmas de Gran Canarias 2008 18 € 30 €

GEO-TEMAS 11 Deep water circulation: processes and products. 2010 18 € 30 €International congress, Baiona (Pontevedra)

GEO-TEMAS 12 VIII Reunión de la Comisión de Patrimonio geológico en Daroca 2010 18 € 30 €

GEO-TEMAS 13 VIII Congreso Geológico de España, Oviedo 2012 18 € 30 €

GEO-TEMAS 14 VII Jornadas de Geomorfología Litoral, Oviedo 2013 – –

GEO-TEMAS 15 VIII Jornadas de Geomorfología Litoral, Marbella 2015 – –

GEO-TEMAS 16 IX Congreso Geológico de España, Huelva 2016 18 € 30 €

GEO-TEMAS 17 IX Jornadas de Geomorfología Litoral, Menorca 2017 18 € 30 €

La serie GEO-GUIAS se inició en el año 2004. Cada volumen ofrece itinerarios Geológicos en áreas cercanas a la localidad de celebración dealguna reunión científica patrocinada por la SGE.

Socios No SociosGEO-GUIAS 1 Itinerarios Geológicos por Aragón 2004 15 € 20 €GEO-GUIAS 2 Itinerarios Geológicos por la cuenca del Duero 2006 15 € 20 €

GEO-GUIAS 3 Geological fiel trips to the lacustrine deposits of the 2007 15 € 20 €northeast of Spain

GEO-GUIAS 4 Itinerarios Geológicos por las Islas Canarias (Fuerteventura, 2008 20 € 30 €Tenerife y La Palma).

GEO-GUIAS 5 Itinerarios Geológicos por las Islas Canarias (Gran Canaria) 2008 20 € 30 €

GEO-GUIAS 6 Itinerarios Geológicos por las Islas Canarias (Fuerteventura, 2008 20 € 30 €Lanzarote, Tenerife, La Gomera y El Hierro).

GEO-GUÍAS 7 Pre-Meeting Field trips, 28th IAS Meeting, Zaragoza (vol. 1) 2011 15 € 20 €

GEO-GUÍAS 8 Post-Meeting Field trips, 28th IAS Meeting, Zaragoza (vol. 2) 2011 15 € 20 €

GEO-GUÍAS 9 Excursiones VIII Congreso Geológico de España 2012 10 € 15 €

GEO-GUÍAS 10 Guía de Excursiones IX Congreso Geológico de España, Huelva 2016 15 € 20 €

Además, la SGE ha cofinanciado la publicación de dos libros. El primero recoge las comunicaciones presentadas en un Simposio Internacional deProGEO sobre Conservación del Patrimonio Geológico, que tuvo lugar en Madrid en 1999, mientras que el segundo ofrece la oportunidad de conocerla geología de España con una aproximación multidisciplinar muy completa.

Socios No Socios Towards the Balanced Management and Conservation of the 1999 50 € 50 €Geological Heritage in the New Millennium

D. Barettino; M.Vallejo y E. Gallego (Eds.) SGE-IGME-ProGEO

Geología de España (incluye 2 mapas y CD) 2004 25 € 30 €J.A. Vera (Ed.) SGE-IGME

Pedidos y forma de pago: Por correo postal (Facultad de Ciencias, Universidad de Salamanca, Plaza de la Merced s/n, 37008 Salamanca) o electrónico([email protected]) a la secretaria de la SGE. Una vez comunicado el importe total del pedido, en el que se incluirán los gastos debidos a portes, se abonaráel mismo mediante ingreso o transferencia bancaria a la cuenta de la SGE en la entidad BBVA: 01822305-68-0201531046. Se deberá de indicar el nombredel comprador y el concepto del ingreso (p.e.: Un libro de Geología). Una vez recibido el importe se realizará el envío de manera inmediata.

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GEOGACETA, 62, 2017

Comunicaciones presentadas en la LXII Sesión Científica / Guadalupe, 25 de Mayo de 2016Communications presented in the LXII Scientific Session / Guadalupe, May 25, 2016

SUMARIO / SUMMARY


Aportaciones estructurales al conocimiento del sinclinal de Tamames: Dominio del Esquisto Grauváquico de la Zona Centro Ibérica (Macizo Ibérico) .................................. 3-6E. González Clavijo, G. Martín García, J.R. Martínez Catalán y J. Gómez Barreiro

Caracterización geotécnica y geomecánica de la roca de falla de la falla activa de Alhama de Murcia ................................................................................................................... 7-10P. Rodríguez-Soto, M. Tsige, J.M. Insua-Arevalo, J.J. Martínez-Díaz, E. Rodriguez-Escudero y D. Jiménez Molina

Análisis estructural en el segmento Alhama de Murcia – Alcantarilla (Falla de Alhama de Murcia) y sus implicaciones en la peligrosidad sísmica ......................................... 11-14P. Herrero Barbero, J.A. Álvarez Gómez y J.J. Martínez Díaz

Análisis de la fábrica magnética en el Sinclinorio de Bizkaia: Implicaciones en la tectónica regional ......................................................................................................................... 15-18N. Vegas Tubía, A. Aranguren Iriarte, L. Rodríguez-Méndez, J. Cuevas Urionabarrenechea, J.M. Tubía Martínez y J.J. Esteban Guzmán

Influence of diapirs on the development of non-cylindrical arcuate fold-and-thrust belts: Results from analogue models of progressive arcs ................................................... 19-22A. Crespo-Blanc, A. Jiménez-Bonilla, J.C. Balanyá, I. Expósito y M. Díaz-Azpiroz

Structure and faulting above a thick Messinian salt layer in the Levant Basin (offshore Israel) .................................................................................................................................... 23-26Á. Carrión Torrente, J. I. Soto Hermoso, M. Reshef, J. Flinch e I. Nunes Rubim

Deformaciones Neógenas y diapirismo arcilloso en el sector nororiental del Prisma de Acreción del Golfo de Cádiz ............................................................................................. 27-30I. Nunes-Rubim, Á. Carrión-Torrente y J.L. Sánchez-Roldán

New evidence of recent fracturing at the relay zone between the Concud and Teruel faults (eastern Iberian Chain) ............................................................................................. 31-34A. Peiro, J.L. Simón and C.L. Liesa

ESTRATIGRAFÍA / STRATIGRAPHY

Las unidades marinas del Tortoniense colgadas en Sierra Nevada occidental: historia de movimientos verticales ................................................................. 35-38H. Corbí, F. Pérez Valera, J.M. Soria y J.E. Tent-Manclús

La sección de Torrellano (Mioceno superior – Plioceno, Cuenca del Bajo Segura): Estratigrafía y acontecimientos relacionados con la Crisis de Salinidad del Messiniense ................................................................................................................................................................................................ 39-42J.J. Peral Lozano y J.M. Soria

PALENTOLOGÍA / PALAEONTOLOGY

Evolución paleoambiental del registro Holoceno de la laguna de Añavieja (Soria, NE Península Ibérica) a partir del estudio de las asociaciones de ostrácodos ........ 43-46B. Martínez-García, A. Ordiales, A. Pérez, A. Muñoz, A. Luzón y X. Murelaga

Fontanarejo (Ciudad Real): una localidad icnológica excepcional del Ordovícico Inferior en los Montes de Toledo meridionales ......................................... 47-50J.C. Gutiérrez-Marco, S. Lorenzo y A.A . Sá

CUATERNARIO Y GEOMORFOLOGÍA / QUATERNARY AND GEOMORPHOLOGY

Cálculo del perfil teórico de equilibrio de un río en función del índice de gradiente .................................................................................................................. 51-54F. Jiménez-Cantizano, L. Antón, Á. Soria-Jáuregui y C. Pastor-Martín

Propuesta de un nuevo modelo espeleogenético para los Picos de Europa (Cordillera Cantábrica, España) ........................................................................... 55-58D. Ballesteros, M. Jiménez-Sánchez, J. García-Sansegundo, S. Giralt, y M. Meléndez-Asensio

Metodología de evaluación del riesgo geoarqueológico en castros marítimos: El Castiellu (Asturias, España) ....................................................................... 59-62M. Jiménez-Sánchez y D. Ballesteros

Nuevas perspectivas para la identificación y el conocimiento de la morfología glaciar de la Sierra del Teleno (León) y su transformación antrópica ......... 63-66J. Fernández-Lozano, R.M. Carrasco-González, J. de Pedraza-Gilsanz y J. García-Talegón

Continúa en interior de contraportada / Continued in interior of back cover

Sociedad Geológica de España Vol. 62 Julio-Diciembre/July … · tenerse en Díez Balda (1986),...

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