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ESTRUCTURAS SEDIMENTARIAS DE DEFORMACIÓN EN EL MIOCENO
SUPERIOR-CUATERNARIO DE LA CORDILLERA BÉTICA
P. Alfara 1, A. Estévez
1
,
M. Moretti 2 y J.M. Soria 1
1 Departamento de Ciencias de la Tierra y del Medio Ambiente (Universidad de Alicante), Apdo. 99, San Vicente del Raspeig
(ALICANTE) pedro.alfaro@ua.es 1 antonio.estevez@ua.es 1 jesus.soria@ua.es
2 Dip. di Geologia e Geofisica, Universitá di Bari, Via E. Orabona, 4, 70126 BAR! (Italia)- m.moretti@teseo.it
Resumen: Se han analizado varios afloramientos de estructuras sedimentarias de deformación por
carga en sedimentos de la Cordillera Bética de edad Mioceno superior-Cuaternario. Todas ellas se
produjeron por un reajuste gravitacional en sedimentos con un gradiente de densidad invertido que
sufrieron procesos de licuefacción, fluidificación y tixotropía. Morfológicamente, se han agrupado
en estructuras de deformación por carga onduladas, combadas, en domo, en gota, irregulares y
vergentes; además, se han analizado las estructuras asociadas de escape de fluidos. La morfología de
la estructura depende principalmente de las características del sedimento en el momento de la
deformación. No se conoce ningún criterio morfológico para deducir el origen de estas estructuras de
carga, ya que diferentes mecanismos genéticos pueden producir estructuras idénticas. El mecanismo
genético capaz de deformar el sedimento pudo estar ligado al medio sedimentario (oleaje de tormenta,
sobrecarga por sedimentación en masa, etc.) o pudo ser un agente externo (principalmente terremotos).
Por tanto, su interpretación genética debe realizarse después de un detallado análisis de facies.
Palabras clave: Estructuras sedimentarias de deformación por carga, Licuefacción, Fluidificación,
Tixotropía, Cordillera Bética.
Abstract: Severa! outcrops of soft-sediment deformation structures produced by liquefaction,
fluidization, and thixotropy have been analysed in late Miocene to Quaternary deposits from the
Betic Cordillera. The recognized stwctures formed by gravitational readjustment in sediments with a
reversed density gradient by liquidization (liquefaction, fluidification and thixotropy). Most are load
structures which have been classified, by a morphologic point of view, as follows: load casts s. s., sag
type, dome like, irregular, drop type, ball-and-pillow, and vergent load casts. In general, the morphology
of these structures is independent of the genetic mechanism; different genetic mechanisms yielded
similar load structures. The genetic mechanism capable of deforming the sediment could be connected
with the own sedimentary environment (storm waves, overloading, unequalloading, etc.) or could be
the result of an agent externa! to the sedimentary environment (mainly earthquakes). Its interpretation
can only be unravelled through a detailed facies analysis.
Key words: Soft-sediment deformation structures, Load structures, Liquefaction, Fluidization,
Thixotropy, Betic Cordillera.
Alfara, P., Estévez, A., Moretti, M. y Soria, J.M. (2000): Estructuras sedimentarias de deformación en
13 (1): 79-89
el Mioceno superior-Cuaternario de la Cordillera Bética. Rev. Soc. Geol. eウー。セ■L@
Las estructuras sedimentarias de deformación
aportan una valiosa información sobre los procesos físicos sin o post-deposicionales que tienen lugar en el
medio sedimentario (Van Loon y Brodzikowski, 1987;
Van Loon, 1992). Entre otros aspectos proporcionan
información sobre las condiciones hidrodinámicas del
medio sedimentario, la orientación de las paleopendientes, algunas características paleosísmicas de la
cuenca, etc. Por todas estas razones, estas estructuras
sedimentarias han recibido una especial atención durante los últimos años; en especial, las estructuras de
carga (load structures, sensu Reineck y Singh, 1980;
Allen, 1982), dada su gran abundancia en el registro
geológico.
La deformación por carga se produce después de
la sedimentación y antes de la litificación por procesos
de licuefacción y/o fluidificación en sedimentos no cohesivos (principalmente arena y limo grueso), y por
procesos tixotrópicos en sedimentos cohesivos (arcilla
y limo fino) (Owen, 1987).
Los procesos de licuefacción, fluidificación y
tixotropía disminuyen drásticamente o anulan la resistencia a la cizalla del sedimento por un aumento brusco
de la presión intersticial. En estos casos el sedimento se
comporta como un líquido viscoso y se deforma dependiendo de si existen o no fuerzas motrices (driving force systems sensu Owen, 1987). Algunas de estas fuerzas motrices que favorecen la deformación son los gradientes de densidad invertidos, la carga diferencial, la
existencia de cizalla horizontal o la presencia de una
pendiente deposicional, en cuyo caso pueden originarse flujos o movimientos gravitacionales. Sin embargo,
Rev.Soc.Geol.EspaJía, 13(1), 2000
80
P. Alfaro, A. Estévez, M. Moretti, J.M. Soria
se ha demostrado experimentalmente que cuando estas
fuerzas motrices no existen, como por ejemplo en un
sedimento con tamaño de grano homogéneo y con laminación horizontal, la deformación no es apreciable
(Owen, 1996; Moretti et al., 1999).
De todas estas fuerzas motrices, la más común
en el registro geológico es el gradiente de densidad invertido: una unidad sedimentaria (constituida por una o
varias capas) de mayor densidad (bulk density) se apoya sobre otra de menor densidad. Esta inestabilidad gravitacional es definida por Anketell et al. ( 1970) como
unstable density gradient system y por otros autores
como inestabilidad de Rayleigh-Taylor (Biot y O dé,
1965; Ramberg, 1968; Selker, 1993).
Cuando el sedimento con un gradiente de densidad invertido pierde su resistencia a la cizalla se produce un reajuste gravitacional en la inferfase entre las dos
unidades. La unidad superior de mayor densidad tiende
a colapsar en la inferior formando estructuras de deformación por carga tipo load casts (Kuenen, 1958) mientras que, simultáneamente, el sedimento infrayacente y
el fluido intersticial se desplazan hacia arriba. Si el proceso es suficientemente intenso la unidad superior pierde su continuidad dividiéndose en cuerpos aislados de
morfología almohadillada o subesférica rodeados por
material del nivel inferior (ball-and-pillow structures,
sensu Potter y Pettijohn, 1963).
Simultáneamente a los procesos de colapso gravitacional del nivel superior también se produce el ascenso del agua intersticial junto al sedimento del nivel
inferior, formándose estructuras de escape de fluidos
(Lowe, 1975). Algunas de las estructuras de escape de
fluidos más comunes son las estructuras en llama, chimeneas, diques o conductos de fluidificación.
Si además de este gradiente de densidad invertido, existen otras fuerzas motrices en el sedimento,
como carga diferencial o fuerzas de cizalla, la deformación aumenta de intensidad y varía la morfología final
de las estructuras sedimentarias de deformación formándose, respectivamente, estructuras de carga irregulares y vergentes.
En general, la forma y tamaño de las estructuras
de deformación por carga en sistemas con un gradiente
de densidad invertido está controlada por varios factores (gradiente de densidad cuando el sedimento está licuefactado o fluidificado, viscosidad dinámica relativa
de las dos unidades, duración del estado de licuefacción, espesor y número de capas licuefactadas, etc.).
Algunos de estos factores han sido analizados por
Anketell et al. (1970), Owen (1987), Selker (1993) y
Moretti (1997).
En las cuencas neógeno-cuaternarias de la Cordillera Bética existe una gran variedad de estructuras
sedimentarias de deformación. En la literatura se dispone de estudios específicos sobre volcanes de arena
(Montenat, 1980), estratificaciones cruzadas deformadas (Rodríguez Fernández, 1982; Fernández et al.,
1983), pockets (Postma, 1983), slumps (Kleverlaan,
1987), pillars (Clauss, 1993), cuñas detríticas (Estévez
Rev.Soc. Geol.España, 13( 1 ), 2000
et al., 1994 ), laminaciones distorsionadas (Al faro et al.,
1995; Silva et al., 1996), niveles de mezcla (Rodríguez
Pascua et al., 1996; Rodríguez Pascua, 1998), estructuras de deformación por carga (Bedu, 1990; Al faro et al.,
1996, 1997, 1999; Rodríguez Pascua, 1998; Molí na et
al., 1998), loop bedding (Calvo et al., 1998). De todas
ellas, las estructuras de deformación por carga (sensu
Reineck y Singh, 1980; Allen, 1982) son las más abundantes y las que presentan una mayor variedad morfológica.
El objetivo de este trabajo es estudiar las estructuras de deformación por carga en rocas sedimentarias
de la Cordillera Bética de edad Mioceno superior-Cuaternario. Para ello han sido seleccionados varios afloramientos de estructuras en las cuencas del Guadalquivir,
Guadix, Baza y Bajo Segura que presentan una gran
variedad morfológica de estructuras de deformación y
que corresponden a ambientes sedimentarios muy distintos (fluvial, lacustre, litoral, plataforma y talud continental). Aunque todas ellas han sido producidas por el
mismo mecanismo de deformación (licuefacción, fluidificación y/o tixotropía) se han interpretado como resultado de mecanismos genéticos muy diferentes (ten·emotos, oleaje de tormenta y sobrecarga).
Contexto geológico
Sobre los dos dominios principales de la Cordillera Bética, Zona Externa al norte y Zona Interna al
sur, se sitúan varias cuencas de edad Neógeno y Cuaternario (Sanz de Galdeano y Vera, 1992). Entre todas
ellas destaca la cuenca de antepaís del Guadalquivir situada entre la Zona Externa de la Cordillera Bética y el
antepaís Ibérico. Los afloramientos de estructuras de
deformación analizados en este trabajo se localizan en
cuatro de estas cuencas neógeno-cuaternarias de la Cordillera Bética: Guadalquivir, Guadix, Baza y Bajo Segura(Fig.1).
En la Cuenca del Guadalquivir las estructuras se
localizan en Porcuna (Jaén) (Alfaro et al., 1996; Molina et al., 1998) en rocas sedimentarias pertenecientes a
la Unidad de Porcuna (Roldán García, 1995) de edad
tortoniense superior. En esta unidad, de 140m de espesor, se diferencian dos formaciones, una margosa y otra
calcarenítica. Las estructuras de deformación se encuentran en esta última formación constituida por calcarenitas amarillas, compuestas por bioclastos y arena
de tamaño de grano muy fino a medio. Los tramos deformados están caracterizados por la coexistencia de
estructuras de deformación y hummocky cross stratification. En conjunto, la Unidad de Porcuna se interpreta
en un ambiente de plataforma marina somera eventualmente afectada por tormentas.
El afloramiento de la Cuenca de Guadix se localiza en las proximidades de Alicún de Ortega (Granada), en el borde norte de la cuenca (Moretti et al.,
1999). Pertenece a la Formación Coto Cherrín (Soria,
1994 ), de edad tortoniense superior. Los materiales
analizados están constituidos por una sucesión rítmica
ESTRUCTURAS DE DEFORMACIÓN, MIOCENO SUP.- CUATERNARIO
oo
so
60
70
81
39°
// //
37°
Antepaís Ibérico
a
\}};'
/
/
/
/
/
/
Zonas Externas
11111111 Zonas Internas
/
///////
Mar
36°
Mediterráneo
::::::::: Unidades Olistostró::::::::: micas del Guadalquivir
/ / / / Unidades del Campo
セ@ セ@
de Gibraltar
1
o
100 km
lセ@
·1
Cuencas Neógenas
y rocas volcánicas
Figura 1.- Mapa de localización de los afloramientos de estructuras sedimentarias de deformación por carga de la Cordillera Bética, de edad
Mioceno superior-Cuaternario, analizados en este trabajo.
de arenas y margas ricas en organismos planctónicos,
organizadas en secuencias turbidíticas generadas tanto
por corrientes de turbidez como por flujos licuefactados-fluidificados (Soria, 1994). El ambiente de depósito se interpreta en un contexto de talud submarino sometido tanto a sedimentación pelágica como a avalanchas elásticas de carácter turbidítico.
En la Cuenca de Baza los principales afloramientos de estructuras de deformación se localizan a lo
largo de las trincheras artificiales del tramo de autovía
entre Cúllar y Baza, y en la carretera comarcal que une
Cúllar y Galera (Alfara et al., 1997). Las estructuras de
deformación se encuentran en la Formación Baza (Vera,
1970), en una sucesión rítmica de lutitas y arenas, con
eventuales intercalaciones de evaporitas. El ambiente
de depósito es lacustre marginal, dominado por sedimentación arenosa y sometido a procesos de flujo oscilatorio. Su edad ha sido establecida, por correlación con
sectores próximos (Soria Rodríguez et al., 1987), como
Plioceno.
En la Cuenca del Bajo Segura se han estudiado
cinco afloramientos de estructuras de deformación en
materiales de diferente edad, litología y ambiente sedimentario. El afloramiento de Aspe, perteneciente a la
unidad M-I (Montenat, 1973) de edad tortoniense, presenta una sucesión de areniscas y gravas que forman
secuencias de lóbulos de desembocadura de canales distributarios de un abanico deltaico (Estévez et al., 1994).
El afloramiento de Crevillente, de edad turoliense superior, está representado por una alternancia de areniscas y margas con restos de vertebrados depositadas en
la parte subaérea de una llanura deltaica. El afloramiento de San Miguel de Salinas, incluido en la Formación
Calizas de la Virgen (Montenat, 1980), de edad mesiniense, está formado por una sucesión mayoritariamente arenosa con frecuentes secuencias de tormentas, depositada en la zona de transición entre la plataforma
interna y la costa. El afloramiento de Guardamar (Alfaro et al., 1999), que pertenece a la Formación Areniscas
de Guardamar (Montenat, 1977), de edad cuaternaria,
muestra un predominio de arenas y limos con organismos costeros y bioturbaciones de raíces depositadas en
un ambiente litoral eólico. Por último, el afloramiento
de Torrellano (Alicante), que forma parte de la Formación Sucina (Montenat, 1977), de edad cuaternaria, está
representado por gravas y arenas canalizadas intercaladas en arcillas rojas edafizadas, facies características de
un ambiente fluvial.
Estructuras de deformación por carga en
sedimentos con un gradiente de densidad invertido
La deformación por carga implica la existencia
de dos unidades (simples o multicapa) de sedimentos
de diferente densidad. En función de la geometría de la
interfase que separa ambas unidades, las estructuras de
deformación por carga analizadas en este trabajo han
sido agrupadas en diferentes tipos morfológicos (Fig.
2). Esta clasificación se ha realizado de acuerdo con la
mayor parte de las propuestas previamente en literatura
(Potter y Pettijohn, 1963; Dzulynski y Walton, 1965;
Anketell et al., 1970; Lowe, 1975; Ricci Lucchi; 1980;
Rev.Soc.Geol.Espaíia, 13(1), 2000
P. Alfara, A. Estévez, M. Moretti, J.M. Soria
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Sistema inicial de gradiente
de densidad invertido (8A>5s)
Intensidad de la deformación
Mセ}@
continuidad lateral
de/nivel suprayacente
セ@
sin continuidad lateral
en gotas
almohadillas
bolas
en Cúllar afectan a un sistema multicapa de arena y
limo. En ambos casos, la amplitud y la longitud de onda
de las ondulaciones de la interfase varían entre varios
centímetros y un metro.
Las estructuras onduladas se forman cuando la
viscosidad dinámica de los dos términos licuefactados
es similar (tienen la misma movilidad), de tal modo que
el sedimento de los dos niveles se mueve simultáneamente hacia arriba y hacia abajo (Anketell et al., 1970).
EDC combadas
viscosidad relativa (k)
イセMᄋェ@
セ@
en domo
Ka>Kb
__
onduladas
Ka=Kb
irregulares
combadas
Ka<Kb
ゥョカ・イエ、ッセ@
Gradiente de densidad
+ ・ウェゥエセ@
cizalla
_
D \__]
セ@
vergentes
Figura 2.- Esquema de clasificación de las estructuras de deformación por carga (EDC) en función de la intensidad de la deformación, el
gradiente de densidad y la viscosidad dinámica relativa de las dos unidades deformadas.También se incluyen aparte las estructuras de escape
de fluidos asociadas a las de carga.
Allen, 1982; Owen, 1987; Collinson y Thompson,
1989), elaborándose un cuadro específico para estas
estructuras sedimentarias de deformación por carga
(Fig. 2). Aparte, se han incluido las estructuras de escape de fluidos asociadas a las de carga ya que, desde el
punto de vista del proceso de deformación implican,
más que un colapso gravitacional, un ascenso de fluidos y sedimento.
A continuación se describen los diferentes tipos
de estructuras de deformación por carga (EDC) con
ejemplos morfológicos típicos en rocas sedimentarias
del Mioceno superior-Cuaternario de la Cordillera Bética (Figs. 3 y 4):
EDC onduladas
Estas estructuras son equivalentes a las load
casts descritas por Kuenen (1958) (calcos de carga de
Vera, 1994). La interfase que separa las dos unidades
de diferente densidad define una sucesión lateral de antiformas y sinformas de morfología semiesférica. Estas
estructuras están bien representadas en el afloramiento
de Porcuna (Cuenca del Guadalquivir) (Fig. 3A) y en
Cúllar (Cuenca de Baza) (Fig. 3B). En el afloramiento
de Porcuna se encuentran en un contexto sedimentario
de arena media-fina sobre arena muy fina, mientras que
Rev.Soc. Geol.España, 13(1 ), 2000
Estas estructuras fueron definidas por Anketell
et al. (1970) como sagging load casts. En ellas la interfase entre las dos unidades tiene ondulaciones de morfología semiesférica con la parte convexa dirigida hacia
muro; entre dos lóbulos la laminación describe un ángulo agudo dirigido hacia techo (Figs. 3 C, D, E y F).
Las estructuras combadas son muy abundantes
en casi todos los afloramientos estudiados (Tabla 1).
Los mejores ejemplos se encuentran en Porcuna (Cuenca del Guadalquivir), Cúllar (Cuenca de Baza), San
Miguel de Salinas y Torrellano (Cuenca del Bajo Segura). En Porcuna, las estructuras combadas tienen entre
50-100 cm de anchura y 20-50 cm de altura. Se encuentran en estratos de arena media-fina sobre arena muy
fina (Fig. 3C). En Cúllar existen ejemplos de tamaño
variable (algunas de escala métrica) en los que una unidad multicapa de arena media y gruesa colapsa en un
nivel de limo arenoso (Fig. 3D). En estos afloramientos
de Cúllar algunas estructuras combadas cambian gradualmente a estructuras almohadilladas, ya que el nivel
superior pierde localmente su continuidad (ver esquema de la figura 2). En San Miguel de Salinas estas estructuras se desarrollan en sistemas bicapa de arena fina
sobre arena limosa (Fig. 3E). Finalmente, en Torrellano
(Alicante), se encuentran en una capa de 1m de espesor
compuesta por una alternancia de niveles de limos y
arenas (Fig. 3F).
Las EDC combadas se forman cuando la viscosidad dinámica del nivel superior es menor que la del inferior; el nivel superior licuefactado tiene mayor movilidad y se desplaza gravitacionalmente hacia el inferior
(Fig. 2).
EDC en domo
Tienen una morfología opuesta a las combadas y
fueron descritas por Anketell et al. (1970). Este tipo de
estructuras también han recibido el nombre de pockets
(Postma, 1983) y cuñas detríticas (Estévez et al., 1994).
Estas estructuras se observan en varios afloramientos
de Aspe y Crevillente, en la Cuenca del Bajo Segura
(Fig. 3G). Están formadas por un nivel de grava muy
delgado que colapsa en arenas muy finas formando embudos que pueden alcanzar hasta 1 m de profundidad;
la separación entre embudos varía entre 50 y 200 cm.
También están desarrolladas en un afloramiento situado en el pueblo de Cúllar, en la carretera hacia Galera;
ESTRUCTURAS DE DEFORMACIÓN, MIOCENO SUP.- CUATERNARIO
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Figura 3.- Aspecto de las estructuras de deformación por carga: A) EDC onduladas en Porcuna; se observa la ausencia completa de laminación
primaria en la unidad inferior. B) EDC onduladas en Cúllar. C) EDC combadas en Porcuna. D) EDC combadas en Cúllar. E) EDC combadas en San
Miguel de Salinas. F) EDC combadas en Torrelleno. En las fotografías C, D, E y F se observa la característica principal de las estructuras combadas:
amplias zonas de colapso de la unidad superior formando morfologías lobuladas y una zona estrecha de ascenso de la unidad infrayacente. G) EDC
en domo en Crevillente. H) EDC en domo en Cúllar. En las fotografías G y H se observa como el nivel superior, constituido por gravas en ambos
casos, colapsa formando "embudos", mientras que el ascenso de material de la unidad infrayacente se distribuye a lo largo de una amplia zona. Los
objetos que se han utilizado de escala tienen una longitud de 33 cm (martillo), 21 cm (cuaderno) y 14 cm (lápiz).
Rev.Soc.Geol.Espaíia, 13(1), 2000
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P. Alfara, A. Estévez, M. Moretti, J.M. Soria
Afloramiento
Cuenca
Unidad
1
Porcuna (Jaén)
Guadalquivir
2
Aspe y Crevillente
(Alicante)
San Miguel de Salinas
(Alicante)
Guardamar del
Segura (Alicante)
Porcuna
(Roldán, 1988)
MI
(Montenat, 1973)
Fm. Calizas Virgen
(Montenat, 1973)
Fm. Areniscas
Guardamar
CMontenat, 1973)
Fm. Sucina
(Montenat. 1973)
Fm. Coto Cherrln
(Seria, 1994)
3
4
5
6
7
Torreliano
(Alicante)
Alicún de Ortega
CGranadal
Cúliar (Granada)
Bajo Segura
Guadlx
Baza
Fm. Guadix
(Vera, 1970)
Ambiente
sedimentario
Plataforma marina
somera
Deltáico
Edad
Plataforma marina
somera
Mioceno
superior
Mioceno sup.
(Tortoniense)
Mioceno sup.
(Mesiniense)
Estructuras sed. def.
por carga
Onduladas
Combadas
En domo
Granulometrla
Arena fina-media
sobre arena muv fina
Gravas sobre
arena fina
Arena muy fina
sobre limo grueso
Litoral
Cuaternario
Almohadilladas
Combadas
En gota
Combadas
Abanico aluvial
Cuaternario
Combadas
Arena muy fina sobre limo
Talud
Mioceno sup.
(Tortonlense)
Vergentes
Arena fina sobre arena muy
fina
Lacustre
Plioceno
Onduladas
Combadas
En domo
En gota
Irregulares
Almohadilladas
Arena sobre limo
Gravas y arenas sobre arena
muy fina y lutitas
Tabla 1.- Características de los afloramientos de estructuras sedimentarias de deformación por carga de la Cordillera Bética que han sido
analizados en este trabajo.
sus dimensiones varían entre 1,5-3 m de anchura y 1-2
m de altura (Fig. 3H).
Al contrario que las EDC combadas, se forman
cuando el nivel superior tiene una viscosidad mayor, el
material inferior más móvil asciende mientras que, simultáneamente, el material suprayacente más viscoso
colapsa formando embudos (EDC en domo). Los ejemplos descritos en la literatura, y también en la Cordillera Bética, se encuentran en sedimentos con una superposición de gravas sobre arenas, ya que las gravas tienen menor movilidad que las arenas.
EDC en gota
Han sido definidas como drop structures por
Anketell et al. (1970). Se caracterizan porque la unidad
superior penetra en la inferior formando cuerpos casi
aislados. La interfase entre las dos unidades dibuja una
geometría en bolsas o gotas, de profundidad y anchura
variables, sin que el nivel superior pierda su continuidad. Los mejores ejemplos se encuentran en las proximidades del pueblo de Baza, en la cuenca del mismo
nombre (Fig. 4A). La mayoría son down-sink drop
structures, sensu Anketell et al. (1970). También han
sido descritos algunos ejemplos en Guardamar del Segura (Cuenca del Bajo Segura); están formadas por arena media-fina sobre limo con unas dimensiones que
varían de 20 a 50 cm de alto y de 30 a 50 cm de ancho).
Estas estructuras se forman cuando lóbulos de arena
fina han colapsado en niveles de arena muy fina y limo,
sin que se pierda la continuidad del nivel superior
EDC irregulares
El contacto entre las dos unidades de diferente
densidad tiene una morfología irregular no asimilable a
ninguna de las descritas con anterioridad. Han sido descritas en las proximidades de Cúllar (Cuenca de Baza);
sus dimensiones varían entre 5 y 50 cm y se desarrollan
en niveles de arena media sobre arena muy fina y limo
arcilloso (Fig. 4B).
Rev.Soc.Geol.España, 13(1), 2000
La irregularidad morfológica de estas estructuras de
carga puede deberse a la anisotropía del sedimento o a
la existencia de carga diferencial que acentúa la deformación en algunas zonas.
EDC almohadilladas
Este tipo de estructuras, ha recibido multitud
snowball
de nombres en literatura como storm イッャ・Qセ@
structure, balled-up structure, flow structure, flow
rol!, slump hall, kneaded structure, basin-like
structure, etc (Allen, 1982). Actualmente el término
más aceptado para definir estas estructuras es el de
ball-and-pillow structure (Potter y Pettijohn, 1963).
Se caracterizan porque el nivel superior pierde su
continuidad formando cuerpos aislados rodeados por
sedimento de la unidad inferior. La morfología de
estos cuerpos aislados es subesférica o
almohadillada. En muchos casos es posible observar
la estructura interna de estas almohadillas que se
dispone concéntrica y paralela al borde externo. Por
el contrario, el nivel inferior que rodea a estos cuerpos almohadillados suele ser masivo.
Buenos ejemplos de estructuras almohadilladas
se encuentran en el afloramiento de San Miguel de Salinas en la Cuenca del Bajo Segura. Las dimensiones de
estas estructuras son muy variables: de 0,5 a 6 m de
anchura y de 0,5 a 1,5 m de altura (Fig. 4C y D). También existen algunos ejemplos de bolas de pequeño tamaño (0,1 m de diámetro). Se encuentran en sedimentos de arena fina sobre arena muy fina y limo arenoso.
En la Cuenca de Baza, en el afloramiento de Venta
Sabuenca, afloran almohadillas de grandes dimensiones en sedimentos de grava y arena gruesa; su tamaño
varía de 0,5 a 2 m de anchura y de 0,3 a 1 m de altura.
En todos estos afloramientos analizados el término superior conserva su laminación primaria deformada, que
se dispone concéntricamente.
Estas estructuras, en las que el nivel superior ha
perdido su continuidad, se forman cuando la deformación es más acentuada que en los casos anteriores.
ESTRUCTURAS DE DEFORMACIÓN, MIOCENO SUP.- CUATERNARIO
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Figura 4.- Aspecto de las estructuras de deformación por carga y de las estructuras de escape de fluidos asociadas: A) EDC en gota en Cúllar.
El nivel superior colapsa en la unidad inferior formando cuerpos casi aislados. B) EDC irregulares en Cúllar. C y D) EDC almohadilladas en San
Miguel de Salinas; el nivel superior pierde su continuidad formando cuerpos aislados rodeados por sedimento de la unidad inferior. La laminación
interna de la almohadilla, perfectamente conservada, es concéntrica y paralela al borde externo. En la fotografía D se observan las zonas de escape
asociadas a las EDC almohadilladas. E) Estructura de escape de fluidos de grandes dimensiones en San Miguel de Salinas. F) Vista en planta de una
estructura de escape de fluidos con morfología de chimenea en San Miguel de Salinas; el diámetro de esta estructura es de 30 cm. Los objetos que
se han utilizado de escala tienen una longitud de 33 cm (martillo), 21 cm (cuaderno) y 14 cm (rotulador).
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P. Alfaro, A. Estévez, M. Moretti, J.M. Soria
mentario que actúan habitualmente sobre los sedimentos
no consolidados del medio sedimentario (oleaje de tormenta, sobrecarga por sedimentación en masa, etc.).
y rev!sión
Agradecemos los interesantes 」ッュ・ョセ。イゥウ@
del manuscrito realizados por el Dr. Miguel Angel Rodnguez
Pascua, por un revisor anónimo y por el Dr. José P. Calvo Soranda. Este trabajo ha sido financiado por el proyecto CICYT
PB96-0327.
Bibliografía
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(Cordillera Bética oriental). Tesis doctoral, Universidad de
Alicante, 217 p.
Alfara, P., Domenech, C., Estévez, A. y Soria, J.M. (1995):
Estructuras de deformación en el Cuaternario reciente de la
Cuenca del Bajo Segura (Alicante). Discusión sobre su posible origen sísmico. Geogaceta, 17: 91-94.
Alfara, P., Malina, J. M., Moretti, M. y Soria, J. M. (1996):
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Manuscrito recibido el 22 de julio de 1999
Aceptado el manuscrito revisado el4 de abril de 2000
Rev.Soc.Geol.Espaíia, 13(1), 2000
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