79 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 82 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 83 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 84 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 85 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). Rev.Soc.Geol.Espaí'ía, 13(1 ), 2000 88 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 Alfara, P. (1995): Neotectónica en la Cuenca del Bajo Segura (Cordillera Bética oriental). 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