LA FORMACIÓN PELARDA

La Formación Pelarda cubre un área de aproximadamente 12 x 2.5 Km2. Presenta un espesor de más de 200 m en algunas zonas y se halla ubicada en la cima de una cadena montañosa (entre los 1100 y los 1450 m) que pertenece a una de las más altas de la región (Carls & Monninger, 1974). Sus materiales se hallan intercalados entre los materiales paleógenos de Fonfria, compuestos por una alternancia de conglomerados y margas multicolores, y los materiales terciarios de Olalla (Adrover et al., 1982). En la zona de Fonfría, los cantos calizos presentes en estos conglomerados se encuentran fuertemente deformados. Esta intensa deformación se manifiesta por la presencia de estrias, marcas y pulido (foto 1). La estriación se dispone de manera más o menos homogénea a lo largo de la dirección SW-NE.

Fotografia 1. Cantos deformados procedentes de los conglomerados del Paleogeno infrayacente a la Fm. Pelarda.

En conjunto, la Fm. Pelarda muestra una estratificación en tres partes (Ernstson & Claudín, 1990), a saber: una zona inferior, una zona media y una superior. Los contactos entre ellas son graduales y no muy claros.

La zona inferior contiene clastos de rocas pelíticas del Paleozoico (pizarras y esquistos) y cuarcitas. Por lo general, las rocas pelíticas son más abundantes que las cuarcitas. La forma de los clastos oscila entre angular y subredondeada. Su tamaño medio es menor que el que exhiben los clastos de las zonas media y superior y, además, se hallan inmersos en el seno de una matriz lutítica de color marronoso (foto 2). Esta zona es claramente diferenciable de los materiales miocénicos de Olalla (depósitos de abanicos aluviales), tanto por las características de sus componentes, su textura así como por las estructuras sedimentarias.

Fotografia 2. Aspecto típico de la unidad inferior de la Fm. Pelarda.

La zona media contiene clastos de pelitas, cuarcitas, algunos del Buntsandstein, y esporádicamente clastos calizos (¿del Jurásico?). La proporción de clastos cuarcíticos/pelíticos se incrementa en comparación con la zona inferior. Los clastos son más redondeados y heterométricos. Megaclastos del Buntsandstein, de un tamaño cercano a los 9 m., se hallan intercalados (foto 3).

Fotografia 3. Megabloque del Bundsandstein localizado en la unidad media de la Fm. Pelarda.

Fotografia 4. Aspecto de la unidad media de la Fm. Pelarda en el que puede apreciarse la textura soportada por la matriz.

En los afloramientos observados, esta zona exhibe una textura soportada por la matriz (foto 4). Ésta, es predominantemente arenosa y en algunas partes lutítica. A menudo, materiales margosos del Terciario multicolores y areniscas rojas del Buntsandstein están mezcladas en el seno de la matriz; las areniscas rojizas proporcionan un color característico a los depósitos cuando están presentes (foto 5).

Fotografia 5. Unidad media; las bandas rojizas son el resultado de la mezcla de material del Bundsantein.

La zona superior muestra también una textura soportada por la matriz, con clastos redondeados-subredondeados heterométricos de cuarcitas y rocas pelíticas subordinadas. La matriz es básicamente limosa. En conjunto, los clastos de cuarcitas son mucho más grandes que los de pizarra, esquisto y del Bundsandstein; en algunos casos los bloques de cuarcita pueden superar los 2 m (foto 6).

Fotografia 6. Megaclasto de cuarcita ubicado en la zona superior de la Fm. Pelarda.

En todas las zonas referidas existe una ausencia total de estratificación, con excepción de algunas pasadas conglomeráticas más o menos laminares en la parte media (que no muestran ningún tipo de geometría asimilable a cuerpos tabulares – ni de pequeña ni de gran extensión - ni canaliformes). En dichas pasadas la mayoría de clastos de medida superior a 35 cm muestran una disposición con su base plana paralela a la lámina (foto 5). Es en estas zonas donde las mediciones realizadas han permitido observar un buzamiento hacia el SW y el NE.

Como ya ha sido mencionado no se observa ningún contacto nítido entre las tres zonas, ni se observan estructuras que indiquen diversos períodos de deposición (delgadas capas de areniscas que puedan indicar detenciones momentáneas, zonas de retrabajamiento de materiales...etc). Tampoco hay una tendencia granulométrica muy clara y, siempre, la textura está soportada por la matriz. La presencia de megabloques del Bundsandstein y de clastos de caliza sugiere que el depósito tenia capacidad erosiva; por otra parte la disposición de los clastos de la zona media del depósito, la acusada heterometría y la textura de todo el conjunto , indican condiciones de flujo no newtoniano.

En las tres zonas de la Fm. Pelarda, los cantos y bloques de pizarras, esquistos y cuarcitas presentan estrías fácilmente observables. Las superficies muestran uno más conjuntos y, en algunos casos, se hallan estriados de manera irregular (fotos 7, 8, 9). En el caso de los cantos y bloques de cuarcita, las estriaciones afectan sobre todo a aquellos ubicados en el tramo inferior. Las medidas del azimut de las estrías realizadas en más de 400 conjuntos muestran que las direcciones de estriación no están distribuidas al azar. Si estas se sitúan sobre un diagrama, aparece un máximo en la dirección SW-NE (apuntando hacia el centro de las estructuras de impacto) y una acumulación más o menos ortogonal subordinada (Ernstson & Claudin, 1990).

Fotografia 7. Fm. Pelarda: Grandes bloques de cuarcita estriados.

Fotografia 8. Conjuntos multiples de estrías desarrollados sobre un canto de cuarcita. La anchura del campo es de 2.5 cm.

Fotografia 9: Estrías y marcas irregulares.

Además de las estrías, es posible observar en los cantos y bloques otros rasgos indicativos de intensas deformaciones plásticas. Entre estos podemos citar: conjuntos de fracturas irregulares con complejas bifurcaciones y fracturas abiertas con desplazamientos rotacionales (fracturas rotacionales) (fotos 10, 11, 12). El estado de algunos clastos afectados por dichas deformaciones es tal que el transporte mediante corrientes o flujos tractivos queda absolutamente descartado (ya que se desintegrarían con suma facilidad).

Fotografias 10, 11, 12. Clastos de cuarcita intensamente deformados que exhiben fracturas rotacionales y complejas.

En secciones delgadas, pueden observarse fuertes deformaciones mecánicas que afectan a los granos de cuarzo presentes en los cantos y bloques de cuarcita (tanto de la Fm. Bámbola como de cuarcitas armoricanas) de la Fm. Pelarda. Además de intensa fracturación, fuerte extinción ondulante, y de láminas de deformación, los granos de cuarzo muestran PDFs (fotos 13 - 16) y PFs (clivaje). Los granos de biotita muestran „kink bands“. Las PDFs han sido analizadas por 3 grupos de trabajo independientes que llegaron a la misma conclusion, esto es: las estructuras planares observables son PDFs generadas por metamorfismo de choque (para más detalles, clicar aquí )

Fotografias 13-16. Estructuras de deformación planar (PDFs) en cuarzos provinentes de la Fm. Pelarda.

Fotografia 13: Fotomicrografia a nícoles cruzados. Las orientaciones cristalográficas de los conjuntos son {10-13} y {10-12}. La anchura de campo es de 200 µm.

Fotografia 14: Imagen obtenida por SEM en la que pueden apreciarse 2 conjuntos de PDFs que se intersectan. Obsérvese el espaciado de las PDFs, que en algunos casos es inferior a 1 µm.

Fotografia 15: Granos de cuarzo de elevada densidad e intensamente deformados provinentes de una cuarcita armoricana, que muestran láminas de deformación y PDFs. La anchura de campo es de 3.3 mm. La fotografia 16 muestra una ampliación de lo citado.

Fotografia 16: La anchura de campo es de 800 µm.

Con este conjunto de datos, y dada la ubicación del depósito y la probable área fuente de los clastos (algunas situadas a más de 50 Km del lugar....), Ernstson & Claudin (1990) concluyen que la Fm Pelarda constituye el remanente de un depósito de eyectas más extenso en sus orígenes. Este conjunto de materiales eyectados procedería de las estructuras de impacto de Azuara y de Rubielos de la Cérida. Su espesor, anormalmente alto para la distancia a la que se halla respecto de ambas estructuras, podría ser debido a la interacción de los materiales eyectados por las citadas estructuras (ver esquema inferior). La edad de este depósito sería posterior a la de los materiales que incorpora y a la de aquellos que sobreyace y subyace: eoceno superior-oligoceno.

Para los investigadores no impactistas la Fm. Pelarda constituiría:

a. un depósito cuaternario tipo „raña“ generado por coladas de barro (Lendínez et al, 1989; Pérez, 1989; Ferreiro et al, 1991; Aurell et al, 1993; Cortes y Martínez, 1999).

b. un depósito de conglomerados de origen fluvial y de edad incierta (Smit, 2000, comunicación escrita)

Teniendo en cuenta todo lo citado hasta el momento, una génesis del depósito ligada a coladas de barro o corrientes fluviales, presentaría los siguientes problemas:

• La ausencia casi total de estratificación - con excepción de algunas pasadas conglomeráticas más o menos laminares en la parte media -, los clastos de medida superior a 35 cm que muestran una disposición con su base plana paralela a la lámina (en la zona media) y la textura soportada por la matriz, parecen indicar un transporte bajo un flujo plástico (Binghamiano) más que por un flujo fluidal (ver Lowe, 1979; Colombo y Marzo, 1987). De lo observado y descrito, se puede descartar también depósitos que concuerden con modelos de sedimentación fluvial tipo meandriforme (Miall, 1977 y 1981; Bridge, 1975 y 1978; Allen, 1963, 1964, 1965 y 1970; McGowen y Garner, 1970) o braided (Miall, 1977, 1978; Ramos y Sopeña, 1983;Tunbridge, 1981; Friend, 1978; Castelltort y Marzo, 1986) . Depósitos de manto de arroyada (sheet flood) tal y como se describe en Friend (1983) tampoco han sido hallados.
  
• El depósito se halla situado en la zona más alta de la región, por lo que una deposición fluvial y por coladas de barro a menos que hubiera habido una tectónica excepcional durante el cuaternario para esta zona en concreto, habría ido contra la acción de la gravedad. De igual modo „un glacis (raña)“ se habría desarrollado no en la base de un relieve sino en un alto topográfico...
  
• Las estructuras de deformación observadas ( tanto macroscópicas (estrías, fracturas rotacionales) como microscópicas (PDFs)) no pueden ser explicadas por la „tectónica normal“ ni por una génesis ligada a una sedimentación sintectónica.
  

La comparación con depósitos conglomeráticos del delta del Ebro cercanos a la zona de Tortosa (coordenadas UTM, 31295825E y 4515362N), en los que las estrías son claramente debidas a la acción tectónica, excluye esta génesis para el caso de la Pelarda. Además si la edad de la Pelarda es Cuaternaria, teniendo en cuenta que se halla en un alto topográfico, es difícil que pueda haber tenido otros sedimentos por encima que la hallan sometido a las presiones de confinamiento necesarias para producir las estrias y las deformaciones plásticas observadas. Excluimos explícitamente la acción de una falla, ya que no se observa en la zona....y porque las estrías producidas (sobre todo por las alineaciones...) difieren notablemente.

Una génesis de las estrías por acción glaciar nos parece totalmente inapropiada, a menos que quieran establecerse condiciones muy especiales (que en concreto diferirían con mucho de las del Cuaternario de la zona).

Además, como ya se ha comentado, las estrías muestran una orientación que apunta hacia el centro de ambas estructuras de impacto....

Sobre un 30% de clastos presentan deformaciones plásticas (ver Ernstson y Claudin, 1990) que los han dejado en un estado tal que imposibilita su transporte por flujos fluidales más allá de algunos metros sin que se desintegren. Volvemos por tanto, por los datos de campo, a la idea de un transporte ligado a flujos no newtonianos (contrarios a una deposición fluvial normal.....); por otra parte, tales deformaciones plásticas tampoco están citadas en depósitos de coladas de barro y flujos de derrubios (McGowen y Groat, 1971; Rust, 1979; Sáez, 1985; Boothroyd y Nummedal, 1978; Miall, 1981; Heward, 1987; Bluck, 1987; Cabrera, Colombo y Robles, 1985; Gloppen y Steel, 1981).

Por otra parte, las fracturas rotacionales presentes en estos clastos son difícilmente explicables por una deformación tectónica normal (por comparación con depósitos molásicos sinorogénicos generados en las cercanías de estructuras tectónicas importantes (p.e.: brechas del Cairat en Montserrat, conglomerados de Sant Llorenç de Munt, conglomerados de Sant Llorenç de Morunys, conglomerados de Ortoneda, todos ellos localizados en Catalunya; conglomerados de la molasa terciaria entre los Alpes y el Jura en Suiza y Alemania)).

• Puede apreciarse una ligera gradación vertical en el depósito, de manera que parecen distinguirse 3 zonas o tramos (uno inferior, uno medio y uno superior, transicionales y sin interrupción marcada alguna (Ernstson y Claudin, 1990). Todo parece indicar un transporte en masa en un único episodio (puede que con diversas fases separadas por minutos.....).

Bibliografía utilizada:

*  Adrover, R. et al. (1982): L'âge et la mise en relief de la formation                       detritique culminante de la sierra Pelarda (prov. de Teruel, Espagne).     C.R. Acad. Sc. Paris, t 25: 231-236.

· Allen, J.R.L. (1963): The classification of cross-stratified units with notes on their origin. Sedimentology, 2: 93-114

i. (1964): Studies in fluviatile sedimentation: Six cyclothems from the Lower Old Red Sandstone. Anglo-Welsh Basin. Sedimentology, 3: 163-198.

ii. (1965): Fining upward cycles in alluvial successions. Geol.J., 4:229-246

iii. (1970): Physical processes of sedimentation. Allen and Unwin, 248 pp.

· Aurell, M.; González, A.; Pérez, A.; Guimerá, J.; Casas, A. y Salas, R. (1993): Discusión of „The Azuara impact structure (Spain): New insights from geophysical and geological investigations“ by K. Ernstson and J. Fiebag. G. Geologische Rundschau, 82, 750-755.

· Bluck, B.J. (1987): Fan lithosome geometry as function of tectonics. Alluvial fans and their tectonic controls. Joint meeting BSRG y TGG Bristol University, 17 October 1987. Abstracts, 4 pp.

· Bridge, J.S. (1975): Computer simulation of sedimentation in meandering streams. Sedimentology, 22: 3-44

i. (1978): Paleohydraulic interpretation using mathematical models of contemporany flow and sedimentation in meandering channels. En „Fluvial sedimentology“ (A.D. Miall, Ed.). Can. Soc. Petrol. Geol., nº 5: 723-742.

· Cabrera, LL., Colombo, F., y  Robles, S. (1985): Sedimentation and Tectonics interrelationships in the Paleogene marginal alluvial systems of the SE. Ebro Basin. Transition from alluvial to shallow lacustrine environments. In: J. Rosell y M. Milá (eds.): 6th European IAS Meeting. Lleida. Spain. Excursion Guidebook. Exc, 10: 394-492.

· Carls, P., y Monninger, W. (1974): Ein Block-Konglomerat im Tertiär der östlichen Iberischen Ketten (España). Neues Jahrbuch. Für Geologie und Paläontologie, 145:1-16.

· Castelltort, F.X. y Marzo, M. (1986): Un modelo deposicional de abanicos aluviales arenosos originados por corrientes efímeras: el Muschelkalk medio de los Catalanides. XI Congr. Español de Sedimentología. Resúmenes y comunicaciones, 47.

· Colombo, F. Y Marzo, M. (1987): Conceptos básicos de fluidodinámica y tipos principales de flujos. In: J. Martí (ed.): Curso de postgrado de Volcanología, tomo 2: 1-104. Opt. Geoquímica, Petrología y Prospección geológica. Fac. Geología Universitat de Barcelona.

· Cortés, A.L., y Martínez, M.B. (1999): Controversia científica para el aula: ¿tiene la cubeta de Azuara un origen extraterrestre?. Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 7.2: 143-157.

· Friend, P.F. (1978): Distinctive features of some ancient rivers systems. In: Fluvial sedimentology (Ed. By A.D. Miall). Mem. Can. Soc. Petrol. Geol., 5, 531-542.

· Gloppen, T.G., y Steel, R.J. (1981): The deposits, internal structure and geometry in six alluvial fan-delta bodies (Devonian-Norway)- a study in the significance of bedding sequence in conglomerates. In: F.G. Ethridge y R.M. Flores (eds): Recent and ancient nonmarine depositional environments: Models for exploration. Society of Economic. Paleontologist and Mineralogists Special Publication, 31: 49-69

· Heward, A.P. (1987): Alluvial fan sequence and megasequence models: with exemples from Westphalian D Stephanian B coalfields, northern Spain. In: A.D. Miall (ed): Fluvial Sedimentology. Can. Soc. Pet. Geol. Mem., 5: 669-702.

· Lendínez, A.; Ruiz, V. y Carls, P. (1989): Mapa y memoria explicativa de la hoja 439 (Azuara) del Mapa Geológico de España a escala 1:50000. ITGE. Madrid. 42 pp.

· Lowe, D.R. (1979): Sediment gravity flows: Their classification and some problems of application to natural flows and deposits. In: L.J. Doyle y D.H. Pilkey (eds): Soc. Econ. Paleont. Miner. Special Publication., 27: 75-82.

· McGowen, J.H., y Garner, L.E. (1970): Physiographic features and stratification types of coarse grained point bars; modern an ancient examples. Sedimentology, 14: 77-111.

· McGowen, J.H. & Groat, C.G. (1971): Van Horn Sandstone, West Texas, an alluvial fan model for mineral exploration. Texas Bureau of Economic Geology Report of Investigations, 72: 57 pp.

· Miall, A.D. (1977): A review of the braided-river depositional environment. Earth-Sci. Rev, 13: 1-62.

i. (1978): Lithofacies types and vertical profile models in braided river deposits: a summary. In: Fluvial sedimentology (Ed. By A.D. Miall). Mem. Can.Soc. Petrol. Geol., 5: 597-604.

ii. (1981): Analysis of fluvial depositional systems. Am. Ass. Petrol. Geol., Fall education conference, Calgary, 75 pp.

· Pérez, A. (1989): Estratigrafía y sedimentología del Terciario del borde meridional de la Depresión del Ebro (sector riojano-aragonés) y cubetas de Muniesa y Montalbán. Tesis Doctoral. Univ. de Zaragoza. 525 pp.

· Rust, B.R. (1979): Facies models 2- coarse alluvial deposits. In: G. Walker (ed.): Facies models. Geosciencia Canada Reprint Series 1: 9-21.

· Ramos, A., y Sopeña, A. (1982) Gravel bars in low sinuosity streams (Permian and Triassic, central Spain). In: Modern and Ancient Fluvial Systems (Ed. By Collinson and J. Lewin). Spec. Publ. Int. Ass. Sediment., 6: 301-312.

· Sáez, A. (1985): Upper Eocene-Lower Oligocene terminal fan deposits. Easthern part of the Ebro basin (Suria-Cardona, Spain). IAS, 6th European Regional Meeting, Lleida. Abstracts, 854-867.

· Turnbridge, I.P. (1981): Sandy high-energy flood sedimentation-some criteria for recognition, with an example from the Devonian of S.W. England. Sedim. Geology, 28: 79-95