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: [email protected]Fax: + 376 - 820323
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ANÁLISIS SECUENCIAL DEL DELTA DE ERTS. ESTRATIGRAFÍA DE UN VALLEGLACIAL OBTURADO INTERMITENTEMENTE. RELACIÓN CON EL ÚLTIMO
CICLO GLACIAR. VALLE DE ARINSAL, PIRINEOS ORIENTALESPARTE 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
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
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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.
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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,
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.
Figura 1Distribución de las masas de hielo en elPrincipado de Andorra durante lamáxima extensión glaciar acontecida enel último ciclo glaciar.
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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
distintos afloramientos que muestran su relación
con la historia glaciar, TURU y BORDONAU
(1997) proponen una evolución sedimentaria en la
cubeta de sobreexcavación glaciar de La Massana
y Ordino más dinámica que la propuesta por
VILAPLANA (1985), con unos frentes glaciares
muy oscilantes que producen la obturación del
valle lateral de Arinsal y la deformación de los
sedimentos depositados (TURU, 1999; TURU,
2001).
2.2 Estratigrafía secuencial, introducción breve
2.2.1 Definiciones
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.
1780 m
1625 m
1600 m
1410 m
IV-6.3.1
IV-6.3.2
IV-6.1.8.3
IV-6.1.8.4
IV-6.1.8.1.3 IV-6.1.8.2
IV-6.2.1IV-6.1.7
IV-6.1.6
IV-6.2.2
IV-6.1.6.5
IV-6.1.5
IV-6.1.2.3
IV-7.1
Iv-2.1.4
Delta d'Erts
Delta de la Serrana
Deltadels
Hortals
Delta del Pui
Escalluquer
Rio de Pal
Rio de ArinsalERTS
LA MASSANA
Xixerella
500 m
N
Till subglaciar
Gravas y arenas
Laminitas
Valle glaciar
LEYENDA
Figura 2Cartografía 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 cuerposdeltaicos estudiados (Erts, Serrana y Hortals).
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2.2.2 Las parasecuencias
Las parasecuencias se definen como el
conjunto de estratos relativamente
concordantes limitados por superficies de
inundación (Van WAGONER et al., 1988, en
VERA, 1994), y éstas pueden ser de carácter
agradacional, retrogradacional o
progradacional (Fig. 3) según la cantidad de
material aportado en relación al nivel de base.
En caso de una bajada del nivel de base, se
produce una erosión de los materiales
sedimentados con anterioridad y 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).
Parasecuencias agradantes
Línea de costaestacionaria
Aportes terrígenos igualados
Onlap costero
Final
InicialNivel de base
Parasecuencias progradantes
Importante aporte terrígeno
Onlap costero
Avance de la línia de costaFinal
InicialNivel de base
Parasecuencias retrogradantesRetroceso de la línia de costa
Figura 3:La presente figura pretende ilustrar la organización de las parasecuenciasen función de los aportes terrígenos del delta. En los tres casos se produceuna subida del nivel de base local pero la geometría de las parasecuencias ydistribución 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 elnivel de base local.
Figura 4:Se han representado las parasecuencias de los cortejos sedimentarios (System Tracts) conuna típica evolución LST, TST y HST. Se puede observar que durante el nivel de base bajolas parasecuencias son progradantes en el LST y que la subida del nivel de base da lugarprimero a un retroceso de la línea de costa y parasecuencias retrogradantes (TST), yposteriormente progradantes avanzando la línea de costa lacustre (HST).
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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).
SB 1Superficie erosiva
Discontinuidades
Tipo 1
Tipo 3
HST
SB 3
Till subglaciar
Laminitas
Laminitas
Gravas
TSTHST
DeformaciónSedimentaciónErosión
Secuenciadeposicional
de tipo 1
Secuenciadeposicional
de tipo 3
Avance del frenteglaciar
Retroceso
Figura 5:Los mecanismos subglaciares que generan esta superficie son: Interrupciones sedimentarias, asimilables a diastemas; Sedimentación de un/unostill/s subglaciar/res a partir de la erosión de los materiales infrayacentes, al modo de un hiato erosivo; Deformación glaciotectónica, asimilable adiscordancia; Consolidación con o sin erosión de los materiales infrayacentes (TURU, 2000), que implican una deformación de los mismos demanera paralela a la superficie de sedimentación al modo de una disconformidad. En la presente figura se puede ver como se origina unasuperficie 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.
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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.
3. Descripción e interpretación
3.1. El delta de Erts
3.1.1. Generalidades
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).
Tabla 1 Unidad Secuencia System Sistema Parasecuencia Elemento Asociación Facies Estrato Laminacióndeposicional deposicional Tracts deposicional deposicional de facies
+ RANGO ESTRATIGRÁFICO -
Hiato erosionalSuperficie correlativa
DiscontinuidadOnlap
DownlapOnlap
Offlap
Toplap
Figura 6
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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.
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).
Contacto entre el LST y elTST (transgresive surface, ts)
L S T
Contacto entre el sistema deposicionalturbidítico y el lsw(top slope fan surface)
Sistema deposicional turbidítico
tsfs
tsTST
OfflapProgradación
Contacto entre el sistemadeposicional turbiditico y el lsw
lsw
sf
Solapamiento retroactiu (offlap)hacia el techo del lsw
TS (transgresive surface), contacto entre el LST(Low System Tract) y el TST (Transgresive 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).
15 m
Fotografia 1:En la presente fotografia se han indicado lasrelaciones angulares identificadas en lasparasecuencias (onlap, offlap y toplap), los contactosentre sistemas deposicionales (lsw, low system wedge;sf, slope fan) y cortejos sedimentarios (LST, LowSystem Tract; TST, Transgressive System Tract).
Toplap
Downlap Drift
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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
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CORRALES, I.; ROSELL, J.; SÁNCHEZ de la TORRE, L & VERA, J.A. (1977). Estratigrafía Ed.
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MUTTI, E. (1985). Turbidite systems and their relations to depositional sequences. En: Provenance
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TURU, V. (2001). Ejemplos de deformación sinsedimentaria en la cubeta glaciolacustre de La
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VERA, J.A. (1994). Estratigrafía, principios y métodos. Ed: Rueda, Madrid, 805 pp.
VILAPLANA, J.M. (1985). Les fases glacials del Quaternari superior en el sector nord-oest del
Pirineu Andorrà. Rev. Inv. Geol., 41, 67-82
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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).
