1 ANÁLISIS SECUENCIAL DEL DELTA DE ERTS. ESTRATIGRAFÍA DE UN VALLE GLACIAL OBTURADO INTERMITENTEMENTE. RELACIÓN CON EL ÚLTIMO CICLO GLACIAR. VALLE DE ARINSAL, PIRINEOS ORIENTALES PARTE I : EL MÉTODO UTILIZADO Erts delta sequence analysis. The stratigraphy of an intermittent obturated glacial valley, relationship with the last glacial cycle. Arinsal valley, South Eastern Pyrenees Part One: Used metodology Valentí Turu i Michels (1)
DRYAS®, Av. Príncep Benlloch 66-72, despatx 308, Andorra la Vella, Principat d’Andorra E.Mail:
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TURU, V. (2002a) “Análisis secuencial del delta de Erts. estratigrafía de un valle glaciar obturado intermitentemente. relación con el último ciclo glaciar. valle de Arinsal, Pirineos Orientales, parte I : El método utilizado”; ESTUDIOS RECIENTES (2000-2002) EN GEOMORFOLOGÍA, PATRIMONIO, MONTAÑA Y DINÁMICA TERRITORIAL, (SEG-Departamento de Geografía UVA Eds.); Valladolid, 555-563
2 Resumen: En el valle de Arinsal se desarrolló una sedimentación flúvioglaciar y glaciolacustre durante la deglaciación del último ciclo glaciar en los Pirineos. El valle estuvo obturado de forma intermitente por el avance del glaciar del valle principal (Valira del Nord) generando subidas y bajadas del nivel de base local. Un afloramiento excepcional en las cercanías del pueblo de Erts ha permitido identificar facies turbidíticas, deltaicas y glaciares. El estudio detallado del afloramiento y la correlación de éste con otros 30 afloramientos a lo largo de 5 Km ha permitido efectuar un análisis de la cuenca utilizando la estratigrafía secuencial. Se presenta en esta comunicación las particularidades del medio sedimentario estudiado que se encuentra en un contexto glaciar continental confinado. Palabras clave: Último ciclo glaciar, obturación intermitente, estratigrafía secuencial, análisis de cuenca, discontinuidad de tipo 3, Pirineos Orientales.
Abstract: At the NW part of the Principality of Andorra we can distinguish two valleys, the Arinsal valley where is the highest mountain of Andorra (Coma Pedrosa peak, 2942 m a.s.l) and the Ordino valley, both valleys converge in La Massana village (1250 m a.s.l). The Pleistocene glaciolacustrine basin of La Massana has been studied by some authors. One of the most important outcrops of the Arinsal valley is situated near the Erts village (1300 m a.s.l), in which we find at the bottom turbiditic facies overlayered by deltaic deposits and glacial materials at the top of the outcrop, that shows a close relationship with an synsedimentary obturation of the valley by the advance of the principal glacier (from Ordino valley). The seismic stratigraphy depositional sequences has been used as a tool to realise a basin analysis of the Arinsal glaciolacustrine deposits. A new type 3 unconformity and a type 3 depositional sequence has been defined for this kind of depositional environment, so a glaciolacustrine and glaciofluvial sedimentation in a continental place (Pyrenees Mountains) and in a confined site (glacial valley), and is characterised by an erosion-sedimentation of an subglacial till and the deposit of only an TST and a HST. Keywords: Last glacial cycle, intermittent obturation, depositional sequences, basin analysis, type 3 unconformity, South Eastern Pyrenees.
3 1. Introducción y objetivos 1.1 Introducción El Principado de Andorra presenta a grandes rasgos tres cuencas que confluyen en Andorra La Vella para formar el río Gran Valira, afluente del río Segre. El valle de Arinsal presenta una altitud comprendida entre los 2942 metros (pico de Coma Pedrosa) y 1300 metros (La Massana), recibe los aportes de la subcuenca de Pal y en el pueblo de La Massana el valle se une con el de Ordino para formar la cuenca del río Valira del Nord situada al NW del Principado (Fig. 1). A partir de los estudios realizados en este sector del Principado,
Figura 1 Distribución de las masas de hielo en el Principado de Andorra durante la máxima extensión glaciar acontecida en el último ciclo glaciar.
TURU (2001) identificó una oscilación del frente glaciar del valle de Ordino en la cubeta de La Massana que generó la construcción de un delta proglaciar deformado por glaciotectónica. Dado que el frente glaciar avanzó y se retiró en diferentes ocasiones, éste provocó una obturación intermitente en el valle de Arinsal, de forma que para el estudio del relleno sedimentario del valle se ha asimilado al que se produce en una cuenca de margen pasivo donde la sedimentación deltaica se produce exclusivamente por cambios del nivel de base, y ha sido ampliamente estudiado por diversos autores en cuencas marinas situadas en una plataforma continental. La presente comunicación muestra cuales han sido las particularidades que presenta el uso del análisis secuencial en un modelo reducido de cuenca (una cubeta de sobreexcavación), donde el relleno de la misma depende de su nivel de base local y de la posición relativa de los frentes glaciares.
1.2. Objetivos El objeto de la presente comunicación es dar a conocer las posibilidades que ofrece la aplicación de la estratigrafía secuencial en el campo del estudio de los sedimentos glaciolacustres y como se han resuelto las particularidades que presenta este medio sedimentario. La aplicación concreta del análisis secuencial en el delta de Erts es objeto de otra comunicación que también se presenta en estas actas de Valladolid.
4 2. Metodología 2.1 El contexto de estudio El ambiente sedimentario estudiado presenta caracteres glaciales, fluviales y lacustres, siendo descrito por VILAPLANA (1985) de forma particular para la cubeta de sobreexcavación glaciar de La Massana y Ordino. A partir del inventario de
500 m IV-6.3.1
distintos afloramientos que muestran su relación
IV-6.3.2
N
Rio de Arinsal
ERTS
con la historia glaciar, TURU y BORDONAU
IV-6.1.8.1.3
IV-6.1.8.3
IV-6.1.8.2
IV-6.1.8.4
(1997) proponen una evolución sedimentaria en la
IV-6.1.7 IV-6.1.6
Delta d'Erts
Rio de Pal
cubeta de sobreexcavación glaciar de La Massana y Ordino más dinámica que la propuesta por
IV-6.1.6.5 IV-6.1.5
1625 m IV-6.2.2 IV-6.1.2.3
VILAPLANA (1985), con unos frentes glaciares
1780 m
IV-6.2.1
Escalluquer
Xixerella Delta de la Serrana
muy oscilantes que producen la obturación del
IV-7.1
LEYENDA Till subglaciar Gravas y arenas Laminitas
sedimentos depositados (TURU, 1999; TURU, 1600 m
2001).
2.2 Estratigrafía secuencial, introducción breve 2.2.1 Definiciones
1410 m
Valle glaciar
valle lateral de Arinsal y la deformación de los
Delta dels Hortals
Delta del Pui
Iv-2.1.4
LA MASSANA Figura 2 Cartografía simplificada de las facies glaciares (till subglaciar), facies deltaicas (gravas y arenas) y de las facies lacustres (laminitas). También se han representado los núcleos de población, los principales ríos, los afloramientos inventariados y los cuerpos deltaicos estudiados (Erts, Serrana y Hortals).
Para VERA (1994) con el termino de estratigrafía secuencial se pueden diferenciar claramente dos aceptaciones, diferentes y complementarias, que son el concepto analítico y el sintético. El concepto sintético pretende elaborar una escala temporal de los cambios globales (cronoestratigrafía secuencial) que sea complementaria de la escala cronoestratigráfica. El concepto analítico se entiende como la interpretación y modelización estratigráfica de las asociaciones de facies. El objeto básico constituye el reconocimiento dentro de los materiales del relleno de la cuenca, de unidades (conjunto de estratos) limitados por superficies que marcan un cambio en las condiciones genéticas que afecten el conjunto de la cuenca (“unidades genéticas”), y su reconocimiento es de obligado objeto en todo análisis de cuenca.
5 2.2.2 Las parasecuencias
Parasecuencias agradantes
Las parasecuencias se definen como el
Onlap costero
conjunto
Aportes terrígenos igualados
Final
de
estratos
relativamente
Nivel de base
Inicial
Línea de costa estacionaria
concordantes limitados por superficies de
inundación (Van WAGONER et al., 1988, en Parasecuencias progradantes
Avance de la línia de costa Final
VERA, 1994), y éstas pueden ser de carácter
Onlap costero
agradacional,
Importante aporte terrígeno
retrogradacional
o
Nivel de base
progradacional (Fig. 3) según la cantidad de Parasecuencias retrogradantes material aportado en relación al nivel de base.
Inicial
Aporte terrígeno pobre
Retroceso de la línia de costa Final Onlap costero
En caso de una bajada del nivel de base, se
Nivel de base
Inicial
produce una erosión de los materiales sedimentados
con
anterioridad
y
Figura 3: La presente figura pretende ilustrar la organización de las parasecuencias en función de los aportes terrígenos del delta. En los tres casos se produce una subida del nivel de base local pero la geometría de las parasecuencias y distribución de las facies es diferente. Así pues la línea de la costa (lacustre) puede avanzar si existe un importante aporte terrígeno, retroceder si este aporte es escaso o bien mantenerse si se iguala con el nivel de base local.
las
parasecuencias son progradantes.
2.2.3 Sistemas deposicionales y cortejos sedimentarios Los System tracts (= cortejos sedimentarios VERA, 1994) se introducen para denominar así al conjunto de sistemas deposcionales coetáneos y formados bajo unas mismas condiciones de nivel de base. Los modelos de cortejos sedimentarios (Fig. 4) se establecen en función de su carácter transgresivo retrogradante (TST, transgresive system tract), regresivo progradante (LST, lowstand system tract), transgresivo agradante o progradante (HST, highstand system tract).
Progradación
Depositos fluviales
LST
Influjo terrigeno
HST
TST
Oscilación del margen lacustre
Depositos Lacustres
Retrogradación
Nivel de base 2 Nivel de base 1
Decenas a centeas de m
Onlap costero
Escala Decenas de Km
Superfícies cronoestratigráficas
LST TS HS T T
Figura 4: Se han representado las parasecuencias de los cortejos sedimentarios (System Tracts) con una típica evolución LST, TST y HST. Se puede observar que durante el nivel de base bajo las parasecuencias son progradantes en el LST y que la subida del nivel de base da lugar primero a un retroceso de la línea de costa y parasecuencias retrogradantes (TST), y posteriormente progradantes avanzando la línea de costa lacustre (HST).
6 En el LST se pueden distinguir dos sistemas deposicionales de nivel bajo, el SMW (Shelf-margin wedge) o cuña de margen de plataforma y el LSF-LSW (Lowstad fan-Lowstand system wedge) o abanico turbidítico-cuña de nivel bajo, en función del tipo de discontinuidad generada al inicio de la sedimentación del System Tract.
2.2.4 Las secuencias deposicionales Para MITCHUM (1977, en VERA, 1994) una secuencia deposicional corresponde a una parte de una sucesión estratigráfica relativamente concordante de estratos genéticamente relacionados, en donde la base y el techo son discontinuidades, así como sus superficies correlativas. VAIL et al. (1984) establece los criterios esenciales para el reconocimiento y subdivisión de las secuencias; los limites de secuencia se establecen mediante discontinuidades que pueden ser de dos tipos (SB 1 y SB 2, Surface Boundary) y que sirven para definir el tipo de secuencia deposicional. A parte de las discontinuidades de tipo 1 y 2 se define aquí exclusivamente para este medio sedimentario la discontinuidad de tipo 3. Ésta la defino como una superficie generada por la erosión y/o deformación/compactación del material afectado durante el avance de un glaciar. Esta superficie puede ir inmediatamente precedida por la sedimentación de un till subglaciar. Durante el período en el cual el glaciar permanece encima de los sedimentos que ha progradado se genera una superficie de discontinuidad (Fig. 5).
HST
TST
HST
Avance del frente glaciar Sedimentación
Secuencia deposicional de tipo 1 Superficie erosiva
Tipo 3 Discontinuidades Tipo 1
Retroceso Erosión Deformación
SB 3
Laminitas Till subglaciar
Secuencia deposicional de tipo 3 Laminitas Gravas
SB 1
Figura 5: Los mecanismos subglaciares que generan esta superficie son: Interrupciones sedimentarias, asimilables a diastemas; Sedimentación de un/unos till/s subglaciar/res a partir de la erosión de los materiales infrayacentes, al modo de un hiato erosivo; Deformación glaciotectónica, asimilable a discordancia; Consolidación con o sin erosión de los materiales infrayacentes (TURU, 2000), que implican una deformación de los mismos de manera paralela a la superficie de sedimentación al modo de una disconformidad. En la presente figura se puede ver como se origina una superficie de tipo 3 a partir del avance del frente glaciar que erosiona parcialmente y deforma los sedimentos anteriormente depositados, sedimentando al mismo tiempo un till subglaciar. Con la retirada del frente glaciar se inicia nuevamente la sedimentación glaciolacustre.
7 En el caso estudiado hay que destacar que cuando se produce un avance de los frentes glaciares se produce una obturación del valle de Arinsal y por tanto su inundación, de forma que esta discontinuidad de tipo 3 en este contexto sedimentario esta asociada a un cambio en el nivel de base del valle, hecho imprescindible también para que presente las mismas características que las de VAIL et al. (1984), mientras que en los sectores de la cuenca donde el glaciar no ha progradado, esta discontinuidad es una superficie correlativa que puede no mostrar erosión. En la tabla 1 (BOSELLINI et al.,1989; en VERA, 1994) se puede ver como se ordenan las parasecuencias, los system tracts y las secuencias deposicionales según su rango estratigráfico. Tabla 1
Unidad deposicional
Secuencia deposicional
System Sistema Tracts deposicional
+
Parasecuencia
Elemento deposicional
3. Descripción e interpretación
3.1.1. Generalidades
Facies
RANGO ESTRATIGRÁFICO
Toplap
3.1. El delta de Erts
Asociación de facies
Superficie correlativa
ap
lap
Laminación
-
Offl On
Estrato
Onlap Downlap
Hiato erosional
Discontinuidad Figura 6
Como ya se ha tratado anteriormente, las relaciones geométricas que presentan las parasecuencias son el resultado de un comportamiento determinado entre el nivel de base local y los aportes deltaicos. En este sentido hay que hacer especial atención a los contactos angulares (Fig.6), si son solapamientos expansivos/retroactivos (Onlap/Offlap), si hay biselamientos basales/somitales (Downlap/Toplap) y la identificación de discontinuidades estratigráficas). El afloramiento por excelencia que permite identificar claramente la presencia de un edificio deltaico se encuentra en las inmediaciones del pueblo de Erts (afloramiento IV-6.1.6); los sistemas deposicionales identificados son glaciares, flúvioglaciares, deltaicos y turbidíticos. Las facies presentes en el sistema glacial son elementos de tipo “drift” que provienen de la fusión de icebergs así como la identificación de un till subglaciar. Las facies turbidíticas identificadas son de tipo I y II de MUTTI (1985) y corresponden a facies de talud deltaico. Las facies fluviales son reducidas en comparación con el resto de sistemas deposicionales y se sitúan en la parte del topset según la subdivisión de un delta de tipo GILBERT (1890, en CORRALES et. al., 1977).
8 3.1.2. Identificación de parasecuencias, sistemas deposicionales y cortejos sedimentarios En el afloramiento IV-6.1.6 (Foto. 1) se ha utilizado como “piedra rosetta” para correlacionar los depósitos de inventariados en el valle de Arinsal, exponiéndose éstos en una segunda comunicación. TST ts
Toplap Progradación tsfs
lsw
Downlap
sf L S T
Offlap
Contacto entre el LST y el TST (transgresive surface, ts)
Drift
Sistema deposicional turbidítico
15 m Fotografia 1: En la presente fotografia se han indicado las relaciones angulares identificadas en las parasecuencias (onlap, offlap y toplap), los contactos entre sistemas deposicionales (lsw, low system wedge; sf, slope fan) y cortejos sedimentarios (LST, Low System Tract; TST, Transgressive System Tract).
Contacto entre el sistema deposicional turbiditico y el lsw
Figura 7: Delta tipo de HAQ et al. (1987, dentro de VERA, 1994) en donde se han situado las superficies identificadas en el delta de Erts (TS, TSFS, offlap).
Solapamiento retroactiu (offlap) hacia el techo del lsw TS (transgresive surface), contacto entre el LST (Low System Tract) y el TST (Transgresive System Tract) Contacto entre el sistema deposicional turbidítico y el lsw(top slope fan surface)
La superficie que separa el sistema turbidítico de las parasecuencias progradantes corresponde a una superficie de tipo “tsts” (top slope fan surface), y se interpreta como la progradación de los materiales sedimentados en el frente deltaico por encima de las facies de talud deltaico y del prodelta. También se puede distinguir en la parte superior del afloramiento (Fig. 7) unos foresets de progradación deltaica en contacto en downlap con el bottomset (sistema turbidítico) y que forma el lsw. (low system wedge) progradante. Este frente deltaico pasa de ser progradante (downlap) a retrogradante (offlap) y se identifica una superficie de inundación (ts, transgresive surface) que marca el final del LST y el inicio TST, con la deposición de un till subglaciar (US 3, Type 3 Unconformity Surface) en el topset y material de tipo drift (Foto. 1).
9 4. Conclusiones El afloramiento IV-6.1.6 del delta de Erts ha permitido identificar diferentes relaciones angulares en las parasecuencias (onlap, offlap y toplap); también se han observado contactos entre sistemas deposicionales (lsw, low system wedge; sf, slope fan) y entre cortejos sedimentarios de tipo LST y TST (Low System Tract y Transgressive System Tract), así como la identificación de un till subglaciar que indica una superficie de tipo 3 (US 3, Type 3 Unconformity Surface). Éste afloramiento se ha utilizado como “piedra rosetta” para correlacionar los demás depósitos inventariados en el valle de Arinsal y el resultado del análisis secuencial se expone en otra comunicación.
5. Agradecimientos Se agradece al Dr. Joan Rosell (UAB) por sus apuntes y sugerencias al respecto.
6. Bibliografía BORDONAU, J. (1992). Els complexos glacio-lacustres relacionats amb el darrer cicle glacial als Pirineus Ed. Geoforma, Logroño, 251 pp. CORRALES, I.; ROSELL, J.; SÁNCHEZ de la TORRE, L & VERA, J.A. (1977). Estratigrafía Ed. Rueda, Madrid, 718 pp. MUTTI, E. (1985). Turbidite systems and their relations to depositional sequences. En: Provenance of Arenites (G.C. Zuffa, Ed.), NATO ASI Series C, Reidel Pub., Dordrecht, 65-93 TURU, V. & BORDONAU, J. (1997). El glacialisme de les valls de la Valira del Nord (Principat d’Andorra), síntesi d’afloraments. Annals 1995 de l’Institut d’Estudis Andorrans, 41-104 TURU, V. (1999). Interpretación genética de la unidad deformada de la sección estratigráfica de Sornàs, un “Drumlin” en los valles de la Valira del Nord, Principado de Andorra, Pirineos Orientales. En: Investigaciones recientes de la geomorfología española: aportaciones a la V reunión nacional de geomorfologia. (A.Gómez y F.Salvador, Eds.) Servei de Gestió i Evolució del Paisatge, Universidad de Barcelona, Granada, 445-455
10 TURU, V. (2001). Ejemplos de deformación sinsedimentaria en la cubeta glaciolacustre de La Massana, push moraine
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HARDENBOL,
J.
&
TOOD,
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11 Figura 1: Distribución de las masas de hielo en el Principado de Andorra durante la máxima extensión glaciar acontecida en el último ciclo glaciar.
Figura 2: Cartografía simplificada de las facies glaciares (till subglaciar), facies deltaicas (gravas y arenas) y de las facies lacustres (laminitas). También se han representado los núcleos de población, los principales ríos, los afloramientos inventariados y los cuerpos deltaicos estudiados (Erts, Serrana y Hortals).
Figura 3: La presente figura pretende ilustrar la organización de las parasecuencias en función de los aportes terrígenos del delta. En los tres casos se produce una subida del nivel de base local pero la geometría de las parasecuencias y distribución de las facies es diferente. Así pues la línea de la costa (lacustre) puede avanzar si existe un importante aporte terrígeno, retroceder si este aporte es escaso o bien mantenerse si se iguala con el nivel de base local.
Figura 4: Se han representado las parasecuencias de los cortejos sedimentarios (System Tracts) con una típica evolución LST, TST y HST. Se puede observar que durante el nivel de base bajo las parasecuencias son progradantes en el LST y que la subida del nivel de base da lugar primero a un retroceso de la línea de costa y parasecuencias retrogradantes (TST), y posteriormente progradantes avanzando la línea de costa lacustre (HST).
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Figura 5: Los mecanismos subglaciares que generan esta superficie son: Interrupciones sedimentarias, asimilables a diastemas; Sedimentación de un/unos till/s subglaciar/res a partir de la erosión de los materiales infrayacentes, al modo de un hiato erosivo; Deformación glaciotectónica, asimilable a discordancia; Consolidación con o sin erosión de los materiales infrayacentes (TURU, 2000), que implican una deformación de los mismos de manera paralela a la superficie de sedimentación al modo de una disconformidad. En la presente figura se puede ver como se origina una superficie de tipo 3 a partir del avance del frente glaciar que erosiona parcialmente y deforma los sedimentos anteriormente depositados, sedimentando al mismo tiempo un till subglaciar. Con la retirada del frente glaciar se inicia nuevamente la sedimentación glaciolacustre.
Fotografia 1: En la presente fotografia se han indicado las relaciones angulares identificadas en las parasecuencias (onlap, offlap y toplap), los contactos entre sistemas deposicionales (lsw, low system wedge; sf, slope fan) y cortejos sedimentarios (LST, Low System Tract; TST, Transgressive System Tract).
Figura 7: Delta tipo de HAQ et al. (1987, dentro de VERA, 1994) en donde se han situado las superficies identificadas en el delta de Erts (TS, TSFS, offlap).
