Secuencia del Páramo Inferior: Aragoniense medio-Aragoniense superior (MN 5 a MN 6)

Secuencia del Páramo Superior. Aragoniense superior-Vallesiense inferior (MN 7 a MN 9)

Tramo basal. Con frecuencia en el sector considerado, sobre las Calizas del Páramo Inferior se localizan conglomerados y arenas que dibujan cartográficamente una banda discontinua (por la erosión actual) de dirección ESE-ONO y que se han incluido en este tramo basal. El espesor que estos niveles presentan varía entre 5 y pueden superar los 15 m. Se siguen desde el Este, en el páramo de Llano de San Juan y continúan en dirección ONO por la cantera «Las Rozas» (Piquera de San Esteban) hasta Miño de San Esteban. En el Llano de San Juan (Figs. 7 y 8A) sobre las calizas blancas y masivas se sitúan varios niveles de caliche, rojizos, de texturas alveolar, masiva y, a veces, laminada, con un espesor de hasta 3,5 m y sobre ellas, un nivel de costras bréchicas. Por encima de este conjunto aparecen conglomerados y areniscas cuarcíticas cementadas con geometría canalizada, que llegan a erosionar totalmente al páramo (Calizas del Páramo Inferior) subyacente e inclusive, a niveles detríticos inferiores a este.

En detalle, el tramo basal en la cantera de «Las Rozas» (Piquera de San Esteban) presenta un conjunto detrítico de potencia visible cercana a los 15 metros y continuidad lateral relativamente grande, pudiendo seguirse en un entorno de 500 m (Figs. 8A y B). En esta cantera es donde se sitúa el yacimiento de Piquera de San Esteban (Mazo y Jordá,1994);

El corte está constituido por alternancias de gravas y arenas en secuencias granodecrecientes de colores ocres a blanco-amarillentos con numerosas superficies erosivas en su interior formando cuerpos lenticulares soldados de extensión lateral inferior a 30-40 m y espesor menor de 2m. Presentan una matriz de arenas cuarzosas de granulometría media a gruesa. En el frente de explotación estos niveles están sueltos, aunque localmente dentro de la propia cantera como en otros afloramientos, aparecen fuertes cementaciones carbonatadas con distribución irregular.

Los conglomerados están bien redondeados, con centiles entre 3-12 cm, y la composición es, por orden de abundancia, de cuarcita, cuarzo, lidita y caliza. Excepcionalmente aparecen cantos blandos arcillosos grises de tamaño decimétrico y con finas laminaciones internas pardo-rojizas. Dentro de estos cantos blandos es donde aparecieron los restos fósiles, dos muelas y un incisivo pertenecientes a un mastodonte y un dinoterio. Corresponden a facies Gt, con surcos de hasta 6-7 m de anchura y una altura inferior a 2 m. Localmente, pueden presentar estratificación cruzada de tipo epsilon (facies Gla.) que define unidades de acreción lateral. Ocasionalmente, se intercalan arenas medias a finas con geometría canalizada o lenticular, que se rellenan con facies St, de media a gran escala y Sm, a veces, en tránsito lateral desde los conglomerados. Las medidas de paleocorrientes proporcionan una dirección media hacia el ONO.

En las proximidades de Miño de San Esteban, la parte inferior de la misma unidad presenta un afloramiento espectacular de esta base canalizada (Fig. 9). En dicho corte se aprecia la fuerte incisión del canal sobre el nivel carbonatado subyacente correspondiente al Páramo inferior, pudiéndose observar además, como la pared lateral del canal (expuesta en el corte de una cárcava) aparece recubierta de estromatolitos dómicos, de aproximadamente 50 cm de diámetro por 20 cm de altura, con abundante limo atrapado entre las láminas algales.

El resto del tramo basal está constituido por capas métricas de limos, arcillas, arenas y conglomerados con algunas intercalaciones de calizas y caliches (Fig. 3). Todas estas litologías constituyen el conjunto «detrítico interpáramos» (tramo basal de la Secuencia del Páramo Superior) y por tanto, está bien delimitado en la zona, tanto desde el punto de vista morfológico como estratigráfico (Fig. 4D).

Los limos arenosos y arcillas, de colores ocre-anaranjados, se presentan en niveles tabulares de 1’5 a 5 m de espesor y extensión lateral superior a 300 m, muestran frecuentes rasgos de edafización, como moteado hidromórfico, carbonataciones a techo de distinto grado y abundantes texturas edáficas con desarrollo de estructuramiento prismático. Las facies más abundantes son Fm y P.

Intercalados entre los limos y arcillas de este tramo basal aparecen capas tabulares de calizas de espesor inferior a 6 m, en general entre las cotas de 980 y 1.000 m, así como diversos canales de arenas y conglomerados.

Estos niveles carbonatados destacan en el paisaje por su coloración blanca y su gran continuidad lateral. Se trata de bancos de calizas blanco-grisáceas, localmente constituidas por oncoides, y a veces, con intercalaciones de margas y margocalizas. Suelen presentarse masivos, con abundantes texturas edáficas, como brechificación, nodulización, moldes de raíces a techo, etc. Al microscopio se trata de mudstones y wackestone que presentan huellas de disolución, estructuras algales, texturas peletoidales, oncolíticas, etc. Lateralmente, en zonas periféricas a las palustres pueden pasar a caliches porosos de colores blanco-rojizos, con estructuramiento subhorizantal y abundantes pedotúbulos verticales cementados a techo. Las facies dominantes son Cp, Cg, Co, Ci, M y P.

Los conglomerados y arenas intercalados presentan relativa continuidad lateral, situándose preferentemente hacia techo, por debajo de las Calizas del Páramo Superior. Son canales aislados entre los limos y arcillas antes descritos, con un espesor entre 5-10 m y una extensión lateral, a veces, superior a 100 m (Fig. 4E). Los conglomerados están constituidos por oncoides, esféricos y cilíndricos, de hasta 10 cm de diámetro, algunos con núcleo hueco, intraclastos carbonatados bien redondeados y, de forma minoritaria cantos cuarcíticos. Gradualmente hacia techo pasan a arenas de cuarzo grano medio a fino, sueltas o cementadas, de tonos blanco-amarillentos, y bien calibradas. Las facies dominantes son Gt, St y Sp con lags y niveles de gravas. Las paleocorrientes en el borde (Torremocha), se dirigen al NO, y en zonas más distales (NO de Castillejo de Robledo) van ya hacia el Oeste (Armenteros, op. cit.).

Tramo culminante. Representa la terminación lacustre carbonatada de la Secuencia del Páramo Superior. Sus característicos afloramientos configuran las extensas altiplanicies de los páramos altos de la zona, que son: El Puerto Alto de Ayllón, Peñas Rodadas, Peña del Gato, la «mesa» de Cuevapalo-Muela, Monte Santuy y páramos de Morcuera y Quintanas Rubias (Nozal, 1997, Nozal y Rubio, 1998). Las potencias conservadas oscilan en general entre 10-25 m aunque, en ocasiones, puede alcanzar los 50 m de espesor (Quintanas Rubias).

En el borde meridional del páramo de Morcuera, en la parte inferior de este tramo, aparecen capas detríticas finas de color rojo intercaladas entre las calizas. En detalle, estos detríticos se depositaron sobre calizas que habían sufrido previamente pequeñas karstificaciones, de tal forma que aparecen rellenando los huecos y cavidades dejadas por los procesos de disolución y exposición subaérea. Estos niveles detríticos van progresivamente adelgazándose hasta desaparecer hacia el NE, hacia el interior del lago.

Las calizas tienen geometría tabular con potencias entre 1 y 3 m, con aspecto externo masivo y límites plano-paralelos que se pierden lateralmente (Figs. 3 y 4F). Presentan gran variedad de facies y texturas, reconociéndose al microscopio mudstones y wackestones con restos fósiles de gasterópodos, ostrácodos y moldes de los mismos. Suelen ser abundantes los rasgos edáficos como brechificación, moldes de raíces y porosidad fenestral. Ocasionalmente pueden aparecer oncoides de tamaño variable e intraclastos (facies Cb, Cg, Cp y Co). A veces, aparecen delgadas intercalaciones margosas que lateralmente pueden aumentar de espesor, pero siempre inferiores a 1 m (facies M).

Ambientes sedimentarios en la Secuencia del Páramo Superior. La superficie de discontinuidad basal de la secuencia representa, según se deduce de los rasgos sedimentarios y geométricos, un periodo de exposición subaérea prolongado con encostramientos importantes en el techo de las calizas del Páramo Inferior y una etapa posterior de erosión con fuerte incisión sobre las mismas. Esta incisión está ocasionada por un sistema fluvial (Piquera) que discurría, en este sector, subparalelo al borde de cuenca (Rama Castellana de la Cordillera Ibérica) hacia sectores más internos de la Cuenca del Duero. En zonas próximas a Piquera de San Esteban el paleocauce fluvial se encaja y erosiona totalmente al Páramo Inferior, colmatándose posteriormente mediante barras longitudinales y transversas de gravas y arenas superpuestas.

El fuerte encajamiento sobre las calizas con que culmina la secuencia anterior, se interpreta como un importante cambio paleogeográfico que conlleva la desaparición de los ambientes sedimentarios lacustres por desecación y/o desplazamiento de los mismos hacia el ONO, unido a un apreciable descenso del «nivel de base general», de ahí el encajamiento.

El tramo marginal, localizado al S y SE de la zona, se relaciona con ambientes sedimentarios de abanicos aluviales adosados al borde (Santibáñez de Ayllón) y que progradan hacia el interior con radios cercanos a los 12 km. El depósito de composición mixta mesozoica y paleozoica, tuvo lugar a través de canales fluviales de baja sinuosidad, bien desarrollados, con barras de gravas en su interior.

Las paleocorrientes señalan una procedencia general para el sistema del NE-ENE (terminación NO de la Ibérica Castellana), aunque se manifiesta una dispersión variable de las mismas.

En cambio, hacia el Sur (Ribota-Estebanvela) se localizan los sectores medios y distales de los otros abanicos aluviales con litologías exclusivamente paleozoicas. En estas zonas aparecen canales fluviales esporádicos de tendencia efímera, de baja sinuosidad y que se rellenan mediante avenidas simples de gran poder energético, como lo demuestra la ausencia de rellenos multiepisódicos. Los canales se dirigen hacia el NNE.

Hacia el norte de la zona los primeros abanicos aluviales descritos dan paso a ambientes sedimentarios propios de un sistema fluvial (correspondiente al tramo basal) con canales distales, efímeros, de baja sinuosidad, con las márgenes bien definidas. En ellos se acumulan barras de gravas y arenas aunque, de forma ocasional, pueden transportar oncoides, que indicarían aguas saturadas en carbonato cálcico, donde tiene lugar la formación de estas estructuras algales. Forman una importante red fluvial que desaguan hacia el NO, hacia Aranda de Duero («Tercera Etapa» de Armenteros et al., 1996), resultado de la confluencia, probablemente al oeste de San Esteban de Gormaz, de dos sistemas; uno procedente del N-NO, pobremente jerarquizado y episódico («Unidad de Valdecastilla», Ramos Martín y Alonso Gavilán, 1990), y otro de procedencia meridional (entronque de Ibérica Castellana y Sistema Central), dirigido hacia el O y NO.

En el exterior de los canales se da una sedimentación propia de una llanura de inundación; por desbordamiento y decantación de materiales finos, y posterior formación de paleosuelos y depósitos localizados de lagos someros con una franja palustre alrededor.

Las Calizas del Páramo Superior se interpretan como un producto de lagos carbonatados someros de energía y pendientes bajas. Estos lagos presentan una amplia franja palustre, donde se desarrollan procesos edáficos relacionados con las fluctuaciones del nivel freático de los mismos.

Para establecer la cronoestratigrafía de las secuencias diferenciadas se han considerado los yacimientos paleontológicos que se encuentran en el área de estudio, como el de Piquera de San Esteban, y algunos de los ya clásicos de la Cuenca del Duero ubicados en las proximidades del área.

Los yacimientos paleontológicos de Aranda de Duero, Montejo de la Vega, Piquera de San Esteban y de Los Valles de Fuentidueña proporcionan edades Aragoniense medio-superior («Vindoboniense medio-superior») Crusafont y Celorrio, (1959), Aragoniense medio (MN 5, zona local E) (Mazo et al., 1998), Aragoniense superior (MN 7) (Mazo y Jordá, 1994) y Vallesiense inferior (MN 9) (Alberdi et al., 1981 y 1997), respectivamente.

El punto de partida que hay que tener en cuenta para establecer la cronoestratigrafía de las unidades es la ubicación exacta de los yacimientos paleontológicos dentro de la columna estratigráfica general (Fig. 10). En este sentido, los yacimientos de Aranda de Duero y de Montejo de la Vega están ubicados en el tramo basal de la Secuencia del Páramo Inferior (Nozal y Montes, 2004), en facies distales y proximales respectivamente, y por tanto, en una posición estratigráfica equivalente a la del tramo basal de la misma secuencia de este trabajo.

García del Cura (1974) sitúa el yacimiento de Los Valles de Fuentidueña hacia la base de la «Caliza de los Páramos» (Páramo Inferior), sin embargo, Armenteros (op. cit.) estima que se encuentra en las «Calizas de los Páramos» de su Unidad Superior Miocena, posteriormente Armenteros et al., (1997 y 2002) precisan que este yacimiento se encuentra por encima de las calizas del «Páramo Inferior,» en la base de su «Etapa 6».

El yacimiento de Piquera de San Esteban ubicado en facies conglomeráticas se situaría, según Mazo y Jordá (1994) en el último tramo detrítico de su «Unidad inferior», que estos autores correlacionan con la «Unidad Inferior» de Armenteros (op. cit.), y por tanto, por debajo de las calizas de la Unidad Media de dicho autor o «Paramo Inferior» (Armenteros et al., 2002). Sin embargo, con los datos obtenidos durante la realización de la cartografía geológica y el levantamiento de una nueva columna (Figs. 3 y 8A) se ha comprobado que, aunque topográficamente el yacimiento podía estar situado «a cota» por debajo de las Calizas del Páramo Inferior, estratigráficamente se dispone por encima de ellas, puesto que el canal que las corta es, indudablemente, posterior a ellas (Nozal y Herrero, 1997). Por tanto, el yacimiento situado por encima de estas Calizas del Páramo Inferior acotaría la edad de ellas como pre o sin-MN 7. Esta falta de precisión en el posicionamiento del yacimiento, por los autores que lo estudiaron, se debió probablemente, a la dificultad de observación continua, y por tanto, a la necesidad de levantar columnas parciales sin verificar adecuadamente las relaciones laterales existentes, puesto que no se realizó cartografía.

Con todas estas precisiones, podemos concretar por tanto que, la Secuencia del Páramo Inferior abarca una edad entre el Aragoniense medio (MN 5) y el Aragoniense superior, y la Secuencia del Páramo Superior, entre el Aragoniense superior (MN 7) y el Vallesiense inferior (MN 9), edad ésta mínima, pues corresponde a la parte inferior de sus calizas culminantes.

En el corredor de Aranda de Duero-Burgo de Osma los ambientes paleogeográficos y ubicación de los dispositivos sedimentarios (Fig 11) no sólo están controlados por los ascensos y descensos de los niveles lacustres. La actividad tectónica que se manifiesta claramente de forma sinsedimentaria en la Secuencia del Páramo Inferior, tanto en los bordes de cuenca que rodean a este corredor (elevación del borde sur), como en el centro del mismo con la formación de diversas estructuras tectónicas (Anticlinales de Langa de Duero y del Burgo de Osma, etc.), controló la sedimentación de las unidades (Nozal y Herrero, 1997 y 1998). Los campos de esfuerzos y el estudio de alguna de estas estructuras tectónicas han sido analizadas con mayor detalle en el trabajo de Cortés Gracia et al., (1997).

Durante el inicio de la Secuencia del Páramo Inferiorlas facies conglomeráticas están adosadas al frente de sierra y son claramente sintectónicas (abanico de capas) en algunos sitios (Anticlinal de Honrubia: Nozal y Montes, 2004; Somosierra: Hernáiz et al., 1995) En esta secuencia se identifican un conjunto de abanicos aluviales coalescentes de baja eficacia de transporte (1-1,5 km) que rápidamente pasan a facies distales, y que están dominados por cursos fluviales de baja sinuosidad. Representan una fase de fuerte actividad tectónica con la elevación del Sistema Central y del Anticlinal de Honrubia. Lateralmente, hacia el norte estos abanicos aluviales dan paso a una llanura fluvial surcada por canales de actividad efímera, con presencia de lagos someros.

Al final de esta secuencia tiene lugar, al menos en gran parte del sector de la cuenca considerado, la generalización de un ambiente lacustre representado por las Calizas del Páramo Inferior. Estas calizas muestran un dispositivo en onlap sobre los conglomerados marginales de su secuencia y sobre el propio borde, lo que indica el cese de la actividad tectónica, y permite señalar una tendencia granodecreciente para esta secuencia.

El límite entre las Secuencias del Páramo Inferior y Superior se caracteriza por una etapa de retracción lacustre y exposición subaérea de los sedimentos calcáreos del techo del Páramo Inferior, con el consiguiente desarrollo de importantes caliches, bien expuestos en el Llano de San Juan, y por una fuerte incisión fluvial (local), de orden métrico, sobre las mismas, con que se reanuda la siguiente secuencia, permiten deducir un descenso importante del nivel de base relativo en la cuenca sedimentaria. Esta incisión es ocasionada por una red de canales fluviales de alta energía y baja sinuosidad, con carga de gravas y arenas siliciclásticas donde se acumulan barras longitudinales y transversales. Tanto el trazado cartográfico que sigue el canal más importante del sector considerado, como las paleocorrientes obtenidas dentro de éste, y en otros canales menores, indican que el sistema fluvial se dirigía hacia el ONO.

Después de este descenso inicial del «nivel de base», prosigue el relleno por acomodación de la Secuencia del Páramo Superior, generándose una nueva macrosecuencia granodecreciente.

En la Secuencia del Páramo Superior se localizan ambientes sedimentarios de abanicos aluviales (tramo marginal de esta secuencia) en las zonas adosadas al borde (Ibérica Castellana y Sierra de Ayllón), y que progradan hacia el interior del orden de 5-10 km, y algo menos, 5-6 km en el borde septentrional de Honrubia-Pradales. Hacia el norte, todos estos abanicos aluviales pasan a un sistema fluvial, que está representado por depósitos de llanura de inundación con edafización, depósitos lacustres/palustres someros y canales fluviales de baja sinuosidad. Las paleocorrientes de este sistema se siguen dirigiendo, como en la secuencia anterior, hacia el O-NO.

Las calizas con las que finaliza la Secuencia del Páramo Superior representan de nuevo la generalización de un ambiente lacustre, con solapamiento expansivo proximal (onlap), y por tanto con ausencia de tectónica, de tal modo que el plano definido por el techo de dichas calizas, a la vez enrasa y fosiliza, en el borde de la cuenca con pediments más o menos extensos, pero siempre bien desarrollados, correspondientes a la denominada Superficie de Erosión finineógena.

La sucesión neógena de la región se ha dividido en dos secuencias que se han denominado, Secuencia del Páramo Inferior y Secuencia del Páramo Superior que culminan con sendos niveles carbonatados de continuidad regional. En ambas secuencias se diferencian tres tramos de los cuales, los marginales y basales son mayoritariamente terrígenos, mientras que los que culminan las respectivas secuencias son los páramos calcáreos respectivos.

El tramo marginal de la primera secuencia está representado por abanicos aluviales de pequeño radio, mientras que, los de la secuencia superior, son algo mayores.

Los tramos basales (medios-distales) de las dos secuencias están representados por sendos sistemas fluviales con importantes depósitos de llanura de inundación con edafización (caliches), canales de baja sinuosidad y depósitos carbonatados palustres correspondientes a encharcamientos someros.

Las calizas de los tramos culminantes de ambas secuencias, se interpretan como el producto de la sedimentación en lagos carbonatados someros, de baja pendiente con amplios márgenes palustres, donde se dan frecuentes procesos de encostramiento con desarrollo de caliches.

Según se demuestra con los datos cartográficos y con las observaciones realizadas, tanto en el entorno del yacimiento paleontológico de Piquera de San Esteban, como en zonas próximas situadas al E y al NO del mismo, los depósitos conglomeráticos fluviales donde se localiza este yacimiento pertenecen al tramo basal de la Secuencia del Páramo Superior. Por tanto, la datación Aragoniense superior (MN 7) del yacimiento permite asignar precisamente esa edad al tramo basal de dicha secuencia.

La edad de las calizas del tramo culminante de la Secuencia del Páramo Inferior quedaría por tanto acotada entre las proporcionadas por el yacimiento de Montejo de la Vega (MN 5), situado en la base de su secuencia y, el de Piquera de San Esteban (MN 7) situado inmediatamente por encima de ellas.

Este trabajo forma parte de las investigaciones realizadas para la elaboración de la cartografía geológica a escala 1:50.000 (Plan MAGNA) en el sector SE de la Cuenca del Duero. Los autores agradecemos a la Dirección de Geología y Geofísica del IGME las facilidades dadas para la presentación del manuscrito. Agradecemos igualmente, las correcciones y sugerencias realizadas por los revisores del trabajo, Dra. María Ángeles García del Cura y Dr. Ildefonso Armenteros, y por el Dr. Carlos Sancho, Editor de la Revista quienes han contribuido, sin duda, a la mejora del mismo. Finalmente, agradecemos también a nuestros colegas los Drs. Manuel Montes y Pablo Valverde los comentarios realizados sobre el contenido del artículo y la revisión del abstract.

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