Evolución del estilo aluvial en el Triásico de Alcaraz (Albacete)

Abstract

Las capas rojas del Triásico medio y superior del borde sureste de la Meseta Ibérica (Fig. 1) están formadas por sedimentos fluviales y costeros cuyas asociaciones de facies y arquitectura evolucionan verticalmente como respuesta a la interrelación entre el aporte sedimentario y las variaciones del nivel del mar. En la sucesión estratigráfica (Fig. 2) se distinguen cuatro tramos: 1) Arcillas con intercalaciones de cuerpos lenticulares de arenisca y niveles carbonatados (Fig. 3). Las areniscas representan rellenos de canales meandriformes (Fíg. 4, Lám. 1-1,2,3 y Lám. 11-1) con rasgos locales asimilables a rellenos de canales trenzados. Los sedimentos finos son depósitos de llanura de inundación con intercalaciones de capas arenosas formadas por apilamientos de lóbulos de crevasse sp/ay (Fig. 4, Lám. 11-1,2), capas laminadas correspondientes a sheet j/ood y carbonatos lacustres (Lám. 11-3) y edáficos (Lám. 11-4). 2) Banco tabular (sheet sarzdstone) (Pig. 5) atribuido a depósitos fluviales proximales de tipo trenzado, con estratificación cruzada tabular y en surco (Lám. 1V-4), zonas deprimidas donde se depositaban alternancias de capas de arena masiva y con laminación ondulada (Láms. 111-2, IV-1) y grandes barras a cuyas colas se asocian unidades sigmoidales de gran escala (Fig. 6, Lám. 111-2-3). ~` Departamento de Estratigrafía, Facultad de Ciencias, Universidad de Salamanca. ~» Departamento de Estratigrafía, Facultad de Ciencias, Universidad de Gra nada. 173 3) Lutitas con niveles de limolita y algunos nódulos de yeso. Hacia la base aparecen dos bancos tabulares de arenisca (Lám. IV-2,3). Se trata, en conjunto, de una sucesión fluvial distal asociada a una llanura costera. 4) Lutitas con yesos laminados y bandeados (Lám. IV-5) y nodulares (Lám. IV-6) correspondientes a sedimentos costeros de sabkha y, a techo, dolomías que culminan la transgresión del Triásico superior. La sucesión es similar a las de otros puntos del borde sur de la Meseta y muestra, como ellas, el cambio de carácter y estilo fluvial en el tiempo (Fig. 7). Los sistemas no son confinados pero un gran peleorrelieve central condicionó parcialmente las direcciones del drenaje, junto, probablemente, con cierta subsidencia diferencial a escala local. Las direcciones del sistema representado por el tramo 1 se asocian bien a procedencias del norte del paleorrelieve, mientras que las de los tramos 2 y 3 encajan mejor con una procedencia longitudinal a lo largo de las líneas de máxima subsidencia del sur del paleorrelieve central (Fig. 8). El control mayor del depósito es la evolución vertical del nivel de base, es decir> el nivel del mar. El comienzo del depósito se relaciona con una fuerte subida del nivel del mai (¿transgresión?) a finales del Triásico medio y, a partir de entonces, la tendencia es a la reducción progresiva de la velocidad de ascenso, con depósito de los materiales fluviales distales del tramo 1 cuyos niveles de edafización son cada vez más abundantes hacia el techo, donde se ha situado una ruptura sedimentaria. Sobre esta magasecuencia de carácter retractivo (¿regresivo?) se desarrolla otra que comprende los tramos 2, 3, 4 y las dolomías suprayacentes, depositada con nivel del mar en ascenso cada vez más rápido. Al principio de la megasecuencia, la detención (o casi) del ascenso provocó un apilamiento de sedimento (tramo 2) con regresión generalizada sin erosión, pero la sucesión revela enseguida el carácter expansivo (transgresivo) de la cuenta (Fig. 7). Estas dos megasecuencias con carácter de unidades tectosedimentarias (UTS) son comparables con las establecidas en la Cordillera Ibérica y Catalánides y pueden extenderse, en primera instancia (Figura 9), al conjunto de los materiales triásicos de las Cordilleras Béticas.