Arquitectura estratigráfica de alta frecuencia de una ... · En este trabajo se analiza la arquitectura estratigráfica detallada y la ciclicidad interna de la secuencia deposicional

Bol. R. Soc. Esp. Hist. Nat. Sec. Geol., 102 (1-4), 2008, 15-33. ISSN 0583-7510

Arquitectura estratigráfica de alta frecuencia de una secuencia de 3er orden enel margen costero de la Cuenca Ibérica (Provincia de Segovia, España)

High-frequency stratigraphic architecture of a 3rd order depositional sequence in the coastal marginsetting of Iberian Basin (Segovia Province, Spain)

Javier Gil1, José F. García-Hidalgo1, Manuel Segura1, Beatriz Carenas2, Álvaro García3,Javier Temiño1, Alberto Díaz de Neira4

1. Área de Estratigrafía, Departamento de Geología, Universidad de Alcalá, 28871 Alcalá de Henares, Madrid.E-mail: [email protected]; [email protected]; [email protected]; [email protected]

2. Departamento de Geología y Geoquímica, Universidad Autónoma, 28049 Tres Cantos, Madrid. E-mail: [email protected]. Departamento de Estratigrafía, Facultad de Ciencias Geológicas, Universidad Complutense, 28040 Madrid.

E-mail: [email protected]. Dirección de Geología y Geofísica, Instituto Geológico y Minero de España (IGME),

28760 Tres Cantos, Madrid. E-mail: [email protected]

PALABRAS CLAVE: Parasecuencias, Turoniense Superior – Coniaciense inferior, Margen septentrional del SistemaCentral.

KEY WORDS: Parasequences, Upper Turonian – Lower Coniacian, Northern margin of Central System.

RESUMEN

En este trabajo se analiza la arquitectura estratigráfica detallada y la ciclicidad interna de la secuencia deposicional de 3er

orden del Turoniense Superior – Coniaciense Basal en el margen costero de la Cuenca Ibérica (Provincia de Segovia), dentrode sucesiones predominantemente terrígenas con algunas intercalaciones carbonatadas de plataforma somera.

La correlación de 16 columnas estratigráficas a lo largo de un perfil perpendicular al margen costero ha permitido identi-ficar cuatro conjuntos de parasecuencias (4º orden) y 10 parasecuencias (5º orden), cuyo espesor y continuidad lateral varían enfunción de relaciones de onlap y toplap de las parasecuencias inferiores y superiores respectivamente, dentro de cada conjuntomayor (4º orden). Asimismo, dentro de las parasecuencias de 5º orden, se han identificado hasta dos parasecuencias de ordenmayor (6º orden), cuyo reconocimiento está supeditado a los términos carbonatados de las sucesiones sedimentarias.

En el trabajo se analiza la compleja superposición de cortejos sedimentarios que genera un patrón de apilamiento deposi-cional en el que coexisten tres rangos de secuencias de alta frecuencia (4º, 5º y 6º orden), aclarando las relaciones entre las faciesterrígenas y carbonatadas en este margen costero, así como las diferentes tendencias sedimentarias que se reconstruyen en fun-ción de la escala de observación.

ABSTRACT

The cyclicity and the stratigraphic architecture of the Upper Turonian-Lower Coniacian 3rd-order sequence have beenanalysed in the coastal margin of the Iberian Basin (north of the Central System, province of Segovia). This sequence is com-posed of coastal terrigenous sediments with some shallow shelf carbonate intercalations.

The 3rd-order sequence is composed of several ranges of high-frequency superimposed parasequences. Each of the fourparasequence sets (4th-order), can be divided into up to three parasequences (5th-order), which in turn are composed of two minorparasequences (6th-order), recognized only in the carbonate sediments of the sedimentary succession. Thickness and lateralextent of the parasequence sets depend on the number of their internal parasequences. Parasequences and minor parasequencesthins and pinch out landwards with onlap and toplap relationships regarding the basal and top parasequence set and parasequenceboundaries.

The presence in the sedimentary record of 4th- 5th- and 6th-order parasequences originates a complex overlap of SystemsTracts; and thus, depending on the observation scale, different sedimentary trends can be recognized. At a detailed scale, thepresence of these Systems Tracts allows to clarify the terrigenous and carbonate facies relationships. Although both facies havebeen formed in a single depositional episode, they were deposited in different stages of the episode. Siliciclastic facies repre-sent the Shelf Margin Wedge/Transgressive Systems Tracts, being supplied to the Basin during a relative sea level lowstandand located at the coastal margin; later, during the subsequent transgression, they are reworked. On the other hand, carbonatesediments were deposited basinwards, during relative sea level highstands (Highstand System Tract). This depositional modelexplains the scarce presence of mixed facies.

Two other different sedimentary trends are recognized in the entire sequence. First, the thinning upwards trend of parase-quence sets, which is related with the overall regressive trend in the upper part of the sequence (due to accommodation loss).Secondly, the progressive upwards decrease of siliciclastic deposits and a correlative increase in carbonate sediments in theparasequence sets, which suggests the existence of a longer transgressive trend (2nd-order), which continues in the overlyingConiacian sequence.

Bol. R. Soc. Esp. Hist. Nat. Sec. Geol., 102 (1-4), 2008.

1. INTRODUCCIÓN

El carácter repetitivo de los procesos sedi-mentarios es un concepto ampliamente aceptadoen el campo de la estratigrafía. Aunque su origenva en paralelo al del desarrollo de la Geología,como se refleja en el Pródomo de Steno (SEQUEI-ROS, 2002) o en el Principio del Uniformismo deHutton (s. XVIII), dicho concepto empieza a plan-tearse de manera más clara en el campo de la estra-tigrafía a finales del s. XIX y comienzos del s. XX,cuando por primera vez se relaciona las alternan-cias rítmicas de pares litológicos con ciclos orbita-les, anuales o de manchas solares (GILBERT, 1895;DE GEER, 1910; BRADLEY, 1929). No obstante, noes hasta las últimas décadas del s. XX cuando elreconocimiento de ciclos deposicionales en elregistro sedimentario ha experimentado un notableavance a partir del desarrollo de la estratigrafíasecuencial. Ello es debido al carácter temporal ocronoestratigráfico que adquieren las secuenciasdeposicionales.

En una primera etapa, el reconocimiento desecuencias deposicionales de baja frecuencia (1º,2º, 3er orden) permite elaborar patrones de apila-miento deposicional y reconstruir la arquitecturaestratigráfica de las cuencas sedimentarias. En elmomento actual, sin embargo, se vienen analizan-do los ciclos sedimentarios a una escala de mayordetalle, mediante el reconocimiento de secuen-cias de alta frecuencia. Ello ha permitido obtenernuevos patrones de apilamiento de carácter cícli-co sobreimpuestos a los anteriores (baja frecuen-cia), pero que presentan una periodicidad inferiora 1 Ma.

Este detallado análisis del registro sedimen-tario es especialmente posible en cuencas sedi-mentarias donde la tectónica fue escasa y quedóampliamente superada por la eustasia como fac-tor principal que gobernó el ritmo de los episo-dios deposicionales. Ambas situaciones se dan enla Cuenca Ibérica durante buena parte del Cretá-cico Superior (SEGURA et al., 2002, GARCÍA et al.,2004). Así, se han reconocido los grandes ciclosdeposicionales de 2º y 3er orden o de baja fre-cuencia del Cretácico Superior (ALONSO et al.,1993; GARCÍA et al., 1993; GARCÍA, SEGURA etal., 1996; GARCÍA, GARCÍA-HIDALGO et al., 1996;GARCÍA-HIDALGO et al., 1997, FLOQUET, 1998,SEGURA et al., 1993, 1996, 1999, 2001), y deforma paralela se están identificando, dentro delos anteriores, ciclos de alta frecuencia (< 1 Ma)relacionados casi-formalmente con factoresastronómicos (ciclos de Milankovitch; SCHWAR-ZACHER, 2000, STRASSER et al., 2006). Estosciclos están identificados en materiales delAlbiense-Cenomaniense (GARCÍA et al., 1993;

GARCÍA, SEGURA et al., 1996a; SEGURA et al.,1993; GARCÍA-HIDALGO et al., 1996), del Ceno-maniense – Turoniense inferior (GARCÍA-HIDAL-GO et al., 2007), del Turoniense Superior –Coniaciense Inferior (GIL et al., 2001, 2005,2006, in press), así como en sucesiones del Kim-meridgiense (BADENAS et al., 2003).

En este trabajo se extiende el estudio de lassucesiones del Turoniense Superior - ConiacienseInferior hacia el margen costero suroccidentalde la Cuenca Ibérica (borde Norte del SistemaCentral), de acuerdo a un objetivo múltiple: (i)reconstruir el patrón de apilamiento deposicionalde alta frecuencia y establecer las relacionesnuméricas de las parasecuencias internas y suscortejos sedimentarios; (ii) reconstruir la arqui-tectura estratigráfica interna de un episodio depo-sicional de 3er orden en áreas de margen costerode cuenca, mostrando la geometría deposicionalde las parasecuencias; y, (iii) aclarar las relacio-nes entre las facies siliciclásticas y carbonatadasdentro de cada rango de secuencia identificado.El intervalo sedimentario analizado define unasecuencia deposicional de 3er orden, ampliamen-te aceptada en la Cordillera Ibérica (DS 7 enALONSO et al., 1993; UC 8/9 en GRÄFE & WIED-MANN 1998; Secuencia 9 en SEGURA et al., 1996;DC 7 en FLOQUET, 1998; 3.1 en GARCÍA, GARCÍA-HIDALGO et al., 1996 y SEGURA et al., 2002; SD-1en GIL, 2005 y GIL et al., 2006).

2. CONTEXTO GEOLÓGICO

La zona de estudio, que actualmente consti-tuye el margen septentrional o segoviano del Sis-tema Central, representó durante el CretácicoSuperior áreas de margen costero de la CuencaIbérica (Fig. 1). El reconocimiento de estas suce-siones de margen costero es en general proble-mático porque actualmente están cubiertas porlos depósitos continentales de las cuencas tercia-rias del Ebro, Duero y Tajo. Sin embargo, dichassucesiones afloran en ambos márgenes del Siste-ma Central como fragmentos de la coberteratabular mesozoica del Macizo Hespérico.

Durante el Cretácico Superior, la CuencaIbérica y los macizos que la limitaban (Ebro yHespérico, al NE y SO respectivamente) seencontraban dentro del cinturón tropical y bajo elámbito de influencia de las aguas cálidas delTethys. Esta posición, unida a la ausencia decorrientes frías boreales determinaron un climacálido y húmedo durante buena parte del Cretáci-co superior, incluyendo el intervalo estudiado.Ambos contextos, paleogeográfico y paleoclimá-tico, determinaron una proliferación de formas de

16 J. GIL, J.F. GARCÍA-HIDALGO, M. SEGURA, B. CARENAS, A. GARCÍA, J. TEMIÑO y A. DÍAZ-NEIRA


vida en las áreas pericontinentales del Tethys(incluyendo la Cuenca Ibérica) y con ello, ungran desarrollo de las plataformas carbonatadas(PHILIP, 2003).

Por otro lado, el registro sedimentario delCretácico Superior de la Cuenca Ibérica no mues-tra evidencias de una actividad tectónica localsignificativa (SEGURA et al., 2001, 2002; GARCÍAet al., 2004; GIL et al., 2006), a pesar de que laPlaca Ibérica se encontraba inmersa en un movi-miento de rotación antihoraria y desplazamientohacia el E como consecuencia de la apertura delGolfo de Vizcaya. Esto último, sí condicionó lasconexiones paleogeográficas de la Cuenca Ibéri-ca hacia el dominio atlántico y tehysiano en dife-rentes etapas del Cretácico Superior.

Sin embargo, por encima de los factoresanteriores, fue el importante ascenso del nivel delmar reconocido a escala global durante el Cretá-cico Superior el principal factor que controló eldesarrollo de los episodios deposicionales en laCuenca Ibérica (RAT, 1982; GARCÍA, GARCÍA-HIDALGO et al., 1996; GARCÍA, SEGURA, GARCÍA-HIDALGO et al., 1996; GARCÍA et al., 2004; GAR-CÍA-HIDALGO et al., 1997; SEGURA et al., 2001,2002; GIL et al., 2004). Su registro sedimentariomuestra un patrón deposicional compuesto porsecuencias de 2º y 3er orden con una ciclicidad dealta frecuencia sobreimpuesta. Las secuencias de3er orden muestran un esquema paleogeográficobásico, compuesto por un cinturón de facies sili-ciclásticas hacia el margen costero occidental(GIL & GARCÍA, 1996; GARCÍA-HIDALGO et al.,2001, 2003, 2007), y por facies de plataforma

carbonatada somera en el centro de la cuenca,estando ésta conectada al dominio atlántico otethysiano, o a ambos, dependiendo del bascula-miento de la microplaca (SEGURA et al., 2002).

En la zona de estudio, el Cretácico aflora detres formas diferentes (Fig. 2): a) a lo largo deuna banda continua de dirección NE–SO desdelas proximidades de Villacastín (SO) hasta laregión de Prádena-Tejadilla (NE), separando losmateriales hercínicos de la sierra y los depósitosterciarios de la Cuenca del Duero; b) en unasegunda banda discontinua paralela a la anteriory situada en posiciones más internas de la Cuen-ca del Duero, con afloramientos más reducidos; yc) en macizos carbonatados más o menos exten-sos y potentes, situados al N de los anteriores,como los de la región de Sepúlveda –Sierra dePradales y los de Montejo de la Vega– Embalsede Linares.

Estos afloramientos se encuentran afectadospor una tectónica alpina de acortamiento,mediante un sistema de pliegues, fallas inversas ycabalgamientos de dirección N60ºE y vergenciaprincipal hacia el NO. En las inmediaciones de laSierra de Guadarrama, predominan fallas inversasy pequeños cabalgamientos frente a las estructuras

ARQUITECTURA ESTRATIGRÁFICA DE ALTA FRECUENCIA EN SECUENCIA 3er ORDEN EN LA CUENCA IBERICA 17


Fig. 1.–Esquema paleogeográfico de la Placa Ibérica duran-te el Turoniense Superior, indicando el área de estudioy los principales ambientes deposicionales de la Cuen-ca Ibérica. Basado en GIMÉNEZ (1987), PHILIP & FLO-QUET (2000 a, b) y SEGURA et al. (2004).

–Palaeogeographical setting of the Iberian plateduring the Upper Turonian, showing the location of thestudy area and the main depositional environments ofthe Iberian Basin. Based on GIMÉNEZ (1987), PHILIP &FLOQUET (2000 a, b) y SEGURA et al. (2004).

Fig. 2.–Esquema geológico del área de estudio, indicandola situación de las secciones estratigráficas y el trazadodel perfil de correlación de la Fig. 5. 1) Villaverde deMontejo; 2) Carabias; 3) Castroserracín; 4) Urueñas; 5)Sepúlveda; 6) Tejadilla; 7) Prádena; 8) Arcones; 9)Gallegos; 10) Matabuena; 11) Val de San Pedro; 12) LaHiguera II; 13) La Higuera I; 14) Segovia; 15) Honto-ria; 16) Ituero y Lama.

–Geological sketch of the study area, showing thelocation of the studied stratigraphic sections and thecross-section of the Fig. 5.



Fig. 3.–Sección estratigráfica de Villaverde de Montejo (1 en Fig. 2), representativa del sector nororiental del área de estudio,indicando edad, unidades litoestratigráficas, litologías, estructuras sedimentarias y contenido fósil. a) Vista panorámica dela sección; b) Aspecto de la Fm Muñecas mostrando una estratificación muy bien definida que denota una ciclicidad inter-na de alta frecuencia; c) Superficie de contacto entre las Fms Muñecas (debajo) y Hortezuelos (encima); d) Detalle de lasuperficie de hardground entre ambas formaciones; e) Dolomías rojas de la Fm Caballar, alternando con niveles de arenas,arcillas y margas.

–Villaverde de Montejo section (1 in Fig. 2), representative of the north-eastern sector of the study area showing: age, lit-hostratigraphic units, lithology, sedimentary structures and fossil content. a) Panoramic view of the section; b) View of theMuñecas Fm showing a well defined stratification pattern that suggest the existence of the high-frequency internal cycli-city; c) Boundary between Muñecas (below) and Hortezuelos Fms (above); d) Detailed view of the hardground surface bet-ween both formations; e) Red dolostones of the Caballar Fm, alternating with sands, clays and marls beds.

de plegamiento. Por el contrario, en los macizoscarbonatados de la región de Sepúlveda – Sierrade Pradales predomina una tectónica de plega-miento suave de dirección NE-SO favorecida porel incremento de espesor de la serie cretácica. Apesar de ello, también se reconocen pequeñosdespegues de alto ángulo asociados a plieguesapretados (ej. anticlinales de Sepúlveda y delEmbalse de Burgomillodo). En conjunto, todasestas estructuras tectónicas forman parte del siste-ma de apilamiento de escamas cabalgantes ver-gentes hacia el N (WARBURTON & ÁLVAREZ,1989), con superficies de retrocabalgamiento aso-ciadas, definiendo una estructura de pop-up corti-cal (DE VICENTE et al., 1992), responsable delrejuvenecimiento alpino del relieve del SistemaCentral.

3. ESTRATIGRAFÍA Y FACIES

La sucesión del Cretácico muestra, de formasimilar al resto del Sistema Central y la Cordille-ra Ibérica, un conjunto inferior siliciclástico yotro superior de naturaleza calizo-dolomítica. Enella, los materiales de la secuencia de 3er ordenanalizada (en adelante, SD-1) ocupan una posi-ción crítica, al marcar el tránsito de un conjuntoa otro (Figs. 3, 4).

En este trabajo se han levantado 16 seccio-nes alineadas en la dirección NE-SO (Fig. 2),definiendo un perfil de correlación perpendicularal eje mayor de la Cuenca Ibérica. Varias de estassecciones han sido estudiadas previamente entrabajos de cartografía MAGNA (DÍAZ DE NEIRAet al., 2007) y en otros más específicos, como elde ALONSO (1981), quien elaboró el estudio estra-tigráfico y sedimentológico del Cretácico delborde Norte del Sistema Central más completorealizado hasta la actualidad, en el que se esta-bleció: (i) el primer cuadro litoestratigráfico delos depósitos cretácicos; (ii) precisas interpreta-ciones sedimentológicas; y (iii) la arquitecturaestratigráfica.

Los materiales del episodio sedimentarioanalizado (SD-1) están formados genéricamentepor una sucesión de arenas y dolomías tableadasque muestran la terminación, hacia el margencontinental, de la plataforma carbonatada que sedesarrolló en áreas centrales de la Cuenca Ibéri-ca, así como la relación entre los ambientes car-bonatados someros de aquélla y los siliciclásticoscosteros.

Desde un punto de vista litoestratigráfico, laSD-1 está constituida por parte de varias unida-des diferentes que se encuentran en cambio late-ral de facies (GIL et al., 2004), y cuyos límites no

siempre coinciden con los de la secuencia depo-sicional estudiada (Fig. 5a). Los términos terríge-nos inferiores pertenecen al Mb Arenas y arcillasde Segovia de la Fm Utrillas (GIL et al., op. cit.),representando prácticamente la totalidad de estaformación en el sector NE del área de estudio(Castroserracín – Villaverde de Montejo); sinembargo hacia el SO, el espesor de SD-1 se redu-ce progresivamente, pasando a constituir losmetros finales del Mb Segovia. Por otra parte, lasfacies carbonatadas, que conservan aún el caráctertableado y rítmico característico en otros sectoresde la Cordillera Ibérica, corresponden a la FmMuñecas (en el sentido de FLOQUET et al., 1982)en el sector nororiental (Urueñas, Villaverde deMontejo) o bien, a la base de la Fm Caballar (GILet al., op. cit.) en el resto del área de estudio.

La ausencia de datos cronoestratigráficosprecisos para el intervalo estudiado, y debido aello, la necesidad de buscar marcadores estrati-gráficos de referencia en el resto de la sucesión(ej. niveles carbonatados dentro de la serie terrí-gena, horizontes fosilíferos dentro del intervalocarbonatado), ha condicionado la amplitud delintervalo estratigráfico estudiado en las seccio-nes. En general, el espesor de las mismas se haincrementado hacia el SO a medida que la suce-sión se vuelve más siliciclástica (Fig. 5), aumen-tando en unos casos por la base hasta alcanzar elbasamento hercínico (ej. Val de San Pedro, LaHiguera y Segovia) y por el techo, en otros, reco-nociendo litosomas más modernos (ej. La Higue-ra I y II, Segovia, Hontoria e Ituero y Lama). Asímismo, se ha constatado la repetición vertical defacies terrígenas y carbonatadas similares en elepisodio de 3er orden suprayacente (ConiacienseSuperior), y como consecuencia de ello, la exis-tencia de varios niveles de dolomías rojas endiferente posición estratigráfica, niveles que tra-dicionalmente han sido considerados como unhorizonte guía de correlación regional.

Se han definido dos sucesiones estratigráfi-cas tipo en función de las variaciones de espesory la proporción de facies siliciclásticas y carbo-natadas: a) una sucesión de naturaleza predomi-nantemente carbonatada, con tramos sin dolomi-tizar, y niveles de arenas y limos cuyo espesor yproporción disminuyen a techo (Fig. 3), en la que,los tramos carbonatados presentan laminacionesde algas, bioturbación, niveles bioclásticos y dis-continuidades sedimentarias importantes, desta-cando por presentar una estratificación muyhomogénea que recuerda el carácter uniforme yrítmico del Turoniense Superior en el toda laCordillera Ibérica; y b) una sucesión de naturale-za siliciclástica fundamentalmente (Fig. 4), com-puesta por una alternancia de arenas blancas de





Fig. 4.–Sección estratigráfica de Castroserracín (3 en Fig. 2), representativa del sector central y suroccidental del área de estu-dio, indicando edad, unidades litoestratigráficas, litologías, estructuras sedimentarias y contenido fósil. Símbolos y tramascomo en Fig. 3. a) Panorámica del anticlinal de Castroserracín reflejando el comienzo y final de la sección; b) Aspecto delos niveles carbonatados y de arenas arcillosas ocres de la parte final de la Fm Castro de Fuentidueña; c) Aspecto generalde las arenas y limos del Mb Segovia (Fm Utrillas); d) Detalle de un litoclasto ferruginoso dentro del Mb Segovia; e) Nivelde dolomías rojas con laminaciones de algas (Fm Caballar) en la parte alta de la sucesión; f) Superficie de contacto (mar-tillo) entre niveles de dolomías rojas y de calizas oolíticas, ambos litosomas de las Fms Caballar y Muñecas, respectiva-mente; g) Aspecto de campo de los niveles margo-calcáreos de la Fm Hortezuelos (techo de la sucesión).

–Castroserracín section (3 in Fig. 2), representative of the central and south-western zones of the study area showing: age,lithostratigraphic units, lithology, sedimentary structures and fossil content. a) Legend of symbols and patterns as in Fig. 3.a) Panoramic view of the Castroserracín anticline; b) View of the carbonate beds and muddy sands at the top of the Castrode Fuentidueña Fm; c) General view of the sands and siltstones of the Segovia Mb (Utrillas Fm); d) Detail of a ferruginouslithoclast within the Segovia Mb; e) Red dolostones bed with algal laminations (Caballar Fm) in the upper part of the suc-cession; f) Boundary (hammer) between red dolostones and oolitic limestones, of the Caballar and Muñecas Fms respecti-vely; g) Field view of the marl-calcareous levels of the Hortezuelos Fm (top of the succession).

grano medio, limos arenosos caoliníferos y arci-llas ocres y rojas con rizolitos, mostrando super-ficies de erosión muy incisivas y niveles de reac-tivación sedimentaria internos; estos materialesque dan paso a un tramo final de margas verdes ydolomías tableadas rojas, ocasionalmente areno-sas, cuyo espesor decrece gradualmente hacia elSO hasta desaparecer. Una descripción más deta-llada de las facies, sus asociaciones y ambientessedimentarios se recoge en la Tabla I.

La primera de estas sucesiones, más externao marina, es válida para el sector nororiental delárea de estudio, estando representada en la sec-ción de Villaverde de Montejo; la segunda, mássomera o proximal, es extensible al resto del áreade estudio, mostrando en general unas peorescondiciones de afloramiento dada su naturalezaterrígena. Ambas sucesiones muestran la evolu-ción de ambientes de llanura costera siliciclásticaa ambientes mareales de plataforma carbonatadamuy somera con episodios de exposición subaé-rea en la parte superior, mostrando a gran escalaun contexto retrogradante de los cinturones defacies.

A pesar del carácter azoico de los materialesestudiados, desde un punto de vista bioestrati-gráfico, es posible fijar con cierta precisión laedad de SD-1 a partir de correlaciones con otrassucesiones de la Cordillera Ibérica Septentrional(GIL et al., 2006), así como a partir de datos deautores previos en unidades adyacentes másfosilíferas. ALONSO (1981) describe en el miem-bro carbonatado de la Fm Castro de Fuentidueña(actualmente Fm Picofrentes, GIL et al., 2004)una asociación de ammonites, en la que recono-ce las biozonas V y VI de Wiedmann, datándolascomo Turoniense Medio y probablemente Supe-rior; actualmente dichas biozonas quedan reposi-cionadas en la parte alta del Turoniense inferior(SEGURA et al., 1993). Así mismo, la fauna derudistas encontrados en la sección de Castroji-meno dentro de la Fm Hortezuelos es caracterís-tica del Coniaciense (GIL et al., 2005), en líneacon la presencia de Hemitisotia celtibericaWiedmann, que se asocia a la base del Conia-ciense Superior.

A la vista de estos datos, la SD-1 correspon-de a un Turoniense Superior en sentido amplio, al



Asociación de Facies Litofacies Fauna Interpretaciónambiental

Calizas estromatolíticas Alternancia de niveles micríticos y Estromatolitos semi-niveles fenestrales cementados, esferoidales, ocasionalmenteescasos cristales de dolomita. colonias de anélidos.

Calizas mareales Wackestone a packstone lajosos, Fragmentos de bivalvos.laminación ondulada, flaser y lenticular. Mareal

Calizas oolíticas vadosas Grainstone oolíticos y bioclásticos, Foraminíferos bentónicos, Carbonatadoestructuras radiales, crecimiento fragmentos de bivalvospisolítico, ooides fragmentados y gasterópodos.no removilizados, cementos vadososy frangeantes.

Dolomías y Calizas Wackestone a Packestone dolomitizadosrecristalizadas de tonos amarillos-pardos, superficies

ferruginosas y microcársticas, brechas. SupralitoralDolomías rojas Dolomías rojas, dolomías arenosas, Carbonatado

laminación lajosa, laminación de ripplesy laminación planar de algas.

Arenas blancas Arenas de grano medio a grueso,ocasionalmente gravas y areniscas rojas,bases erosivas, estructuras de cortey relleno, estratificación cruzada planary de surco, estratificación hummocky, Costeromud drapes, laminación ondulada,superficie ferruginosa. Siliciclástico

Limos y Arcillas Limos caoliníferos, arcillas verdesa rojas, laminación ondulada,superficies ferruginosas, grietasde retracción, rizolitos.

Tabla I.–Litofacies, asociaciones de facies e interpretación ambiental de la sucesión estratigráfica analizada.–Lithofacies description, facies associations and environmental interpretation of studied sediments.

estar situada entre las Fms Picofrentes (Turo-niense inferior) y Hortezuelos (ConiacienseSuperior). No es descartable una edad Coniacien-se Inferior para la parte alta, habida cuenta de laescasa amplitud temporal que tiene el Coniacien-se Medio en las últimas escalas cronoestratigráfi-cas (HARDENBOL et al., 1998; GRADSTEIN et al.,2004).

4. LA SECUENCIA DE 3ER ORDEN (SD-1)

Los materiales descritos forman parte de unasecuencia deposicional de 3er orden (SD-1), mos-trando un patrón de apilamiento interno comple-jo, en el que se reconocen varios rangos desecuencias menores (Fig. 5). El límite inferior(SB-1) viene definido por una discontinuidadsedimentaria mayor, relacionada con un impor-tante desplazamiento lateral de los cinturones defacies. En los afloramientos de la mitad septen-trional del área de estudio, se localiza en el con-tacto entre la Fm Picofrentes y el Mb Segovia; enel resto de afloramientos de la región central ysuroccidental, se localiza dentro del Mb Segovia,estando materializado por estructuras y faciesque reflejan una parada sedimentaria significati-va (encostramientos ferruginosos, silcretas,superficies erosivas, arcillas con rizolitos y grie-tas de desecación, etc.; Fig. 6a y b). Todas estasestructuras y facies sugieren una caída relativadel nivel del mar que genera una interrupciónde los procesos sedimentarios, con desarrollo decostras lateríticas, colonización vegetal en condi-ciones subaéreas, etc., y que en conjunto señalauna continentalización en el SO y un significati-vo desplazamiento de los cinturones costeros sili-ciclásticos (Mb Segovia) hacia la cuenca, deposi-tándose directamente sobre facies más marinasde plataforma abierta (Fm Picofrentes) en elextremo nororiental.

El límite superior (SB-2) se revela como unepisodio de interrupción sedimentaria significati-vo, con intensos procesos de oxidación y ferrugi-nización de los sedimentos, en condiciones muysomeras o subaéreas. Se localiza a techo del bancode dolomías tableadas y/o areniscas dolomíticasrojas situado en la base de la Fm Caballar (Fig. 6cy d). Hacia el NE, dicho límite coincide con elcontacto entre las Fms Caballar y Hortezuelos (ej.Castrojimeno, Tejares, Fuentidueña), o bien, entrelas Fms Muñecas y Hortezuelos (ej. Urueñas,Villaverde de Montejo; Fig. 5a). Hacia el SO elcontacto se sitúa dentro de una sucesión terríge-na, a techo de un pequeño conjunto de dolomíastableadas rojas que se van acuñando hasta que-dar reducido a un único banco dolomítico en la

sección de Segovia (Fig. 6e y f) que desapareceen las inmediaciones.

Los materiales situados por encima repre-sentan la siguiente secuencia deposicional de 3er

orden (Coniaciense-Santoniense), en la cual losdepósitos terrígenos asociados a la caída relativadel nivel del mar que separa ambos episodios serestringen al dominio meridional (Mb Hontoria;ALONSO, 1981), mostrando en conjunto un des-plazamiento general de los cinturones de facieshacia el margen de cuenca (retrogradación), quepermite la llegada de facies de plataforma abier-ta con ammonites al sector nororiental (Fm Hor-tezuelos), continuando de esta forma la tendenciatransgresiva general iniciada en la secuenciaturoniense (SD-1).

La correlación de ambos límites a lo largodel perfil estratigráfico muestra una arquitecturaestratigráfica para la SD-1 en forma de “cuña”,con un reducción progresiva de espesor hacia elSO, desapareciendo antes de llegar a la secciónde Ituero y Lama (Fig. 5); en su lugar se desarro-lla una costra laterítica de espesor métrico (Fig.5c) situada dentro del Mb Segovia.

5. SECUENCIAS DE ALTA FRECUENCIA

Dentro de la SD-1 se reconocen cuatrosecuencias de 4º orden o conjuntos de parase-cuencias (SD-1.1, SD-1.2, SD-1.3 y SD-1.4; Figs.5b y 7). Estos conjuntos de parasecuencias, cuyoespesor se reduce progresivamente hacia techo,están limitados por discontinuidades menores, yasean estructuras que reflejan un episodio de inte-rrupción sedimentaria (costras ferruginosas, colo-nización vegetal, procesos edáficos), o cambiosde facies bruscos que implican un desplazamien-to menor de los cinturones de facies.

La SD-1.1 aflora en el sector nororiental y enparte del sector central; descansa sobre los mate-riales de una o dos secuencias de 3er orden prece-dentes y desaparece antes de alcanzar los aflora-mientos de Val de San Pedro. SD-1.2 y SD-1.3son, por este orden, las secuencias más extensi-vas, alcanzando ambas el sector suroccidental(secciones de Segovia y Hontoria). En cuanto a laSD-1.4, se restringe únicamente al dominio sep-tentrional (Villaverde de Montejo, Urueñas).

Internamente, cada conjunto de parasecuen-cias reproduce a mayor escala la geometría depo-sicional en cuña de la secuencia mayor (SD-1),materializándose una pérdida de espesor hacia elSO por acuñamiento basal (onlap) y biselamien-to terminal (toplap) de las parasecuencias inter-nas. De este modo, la amplitud de los límites de4º orden aumenta progresivamente hacia el SO, a



medida que tiene lugar el acuñamiento de cadaconjunto de parasecuencias.

Dentro de cada conjunto de parasecuencias,existen uno o varios estratos limitados por ruptu-ras sedimentarias menores que son correlaciona-bles a lo largo de las diferentes secciones estrati-gráficas, siendo en general más fáciles dereconocer dentro de las facies carbonatadas quede las terrígenas. Estos conjuntos de estratos,relacionados genéticamente al estar limitados pordiscontinuidades estratigráficas, corresponden asecuencias deposicionales de 5º orden o parase-cuencias (Figs. 5b y 8). Sus límites son superfi-cies de discontinuidad menor (superficies ferru-ginosas, estructuras de brechificación, contactosbioturbados, huellas de raíces, cambios súbitosde facies y del tamaño de las partículas), coinci-diendo en algunos casos con los límites y lassuperficies estratigráficas de referencia de lassecuencias mayores (4º orden) que las contienen.Internamente presentan una tendencia definida yúnica representada en general por secuencias desomerización en facies carbonatadas y de grano-clasificación positiva en las terrígenas.

El número de parasecuencias dentro decada conjunto mayor es muy variable, debido ala disminución de espacio de acomodación exis-tente hacia el margen costero, que provoca elacuñamiento basal (onlap) de las parasecuen-cias iniciales y el biselamiento terminal (toplap)de las parasecuencias superiores de cada episo-dio de 4º orden. Los procesos que tienen lugardurante el episodio deposicional o bien durantela interrupción sedimentaria subsiguiente, con-trolan la extensión de cada parasecuencia en elárea de estudio.

Dentro de los términos carbonatados de cadasección se observa aún una ciclicidad de ordenmayor. Las parasecuencias o secuencias de 5ºorden se dividen internamente en dos grandesconjuntos de estratos, tipo marga–caliza, calizamicrítica-bioclástica o dolomía fina–dolomía

bioclástica, repitiendo la tendencia sedimentaria(somerización) de la parasecuencia (5º orden)que las contiene. Estos conjuntos de estratos sonasimilables a parasecuencias de 6º orden (Figs.5b y 9), estando limitadas por discontinuidadesmenores (niveles de concentración de la biotur-bación, superficies ferruginosas, contactos dolo-mía-marga, etc.) y por los límites de las parase-cuencias de 5º orden.

No ha sido posible el reconocimiento desecuencias de 6º orden en sucesiones terrígenas.Ello es debido, bien a que realmente no existanada más que la que representa la cuña de margende plataforma (SHELL MARGIN WEDGE, SMW) de 5ºorden de la parasecuencia que las contiene, lo cuales poco probable, bien a que la resolución obteni-da en este tipo de facies no permite identificar lasdiscontinuidades menores que las limitan. Dichasdiscontinuidades deben de estar relacionadas conpequeñas superficies de removilización, lags decantos y otras estructuras internas existentes den-tro de los bancos de arena definidos que, por suabundancia y escasa importancia, no fueron teni-das en la consideración suficiente durante la reco-gida inicial de datos.

Por último, y como se ha documentado enáreas más externas de plataforma carbonatada(GIL et al., 2006) aún es posible identificar unrango menor de secuencias dentro de las de 6ºorden, formadas por pares de estratos individua-les (Fig. 9), cuyo origen autocíclico o alociclíco(eustático) se desconoce debido a la reducidaextensión de los afloramientos (tramos carbona-tados) y las escasas posibilidades de correlación.

6. CORTEJOS SEDIMENTARIOS DE ALTA Y BAJAFRECUENCIA

La SD-1 muestra un patrón deposicionalinterno complejo compuesto por varios rangos desecuencias de alta frecuencia (4º, 5º, 6º orden)



Fig. 5.–A) Relación entre las Unidades litoestratigráficas y la secuencia deposicional de 3er orden del Turoniense Superior –Coniaciense Basal (SD-1) analizada, mostrando el diacronismo de las primeras respecto a los límites de secuencia (SB-1 ySB-2). B) Arquitectura estratigráfica de SD-1 y patrón de apilamiento deposicional de alta frecuencia interno a lo largo delmargen continental SO de la Cuenca Ibérica; SB) Límites de secuencia internos; TS) Superficie transgresiva. C) Encostra-miento ferruginoso dentro de las arenas del Mb Segovia en el afloramiento de Ituero y Lama. La amplitud temporal de esteencostramiento abarca al menos, la duración completa de SD-1 (Turoniense Superior-Coniaciense basal), D) Aspecto gene-ral de la sucesión estratigráfica en el sector central del área de estudio, mostrando la relación entre las unidades litoestrati-gráficas y los límites de secuencia de 3er orden; Cantera de Arcones (8 en Fig. 2).

–A) Relationship between lithostratigraphic units and the studied Upper Turonian-Basal Coniacian 3rd-order depositionalsequence (SD-1), showing unit diachronism regarding the sequence boundaries (SB-1 and SB-2). B) Stratigraphic deposi-tional architecture of SD-1 along the SW continental margin of the Iberian Basin; SB) minor sequence boundaries; TS)Transgressive Surface. C) Ferruginous surface in the sands of the Segovia Mb at Ituero y Lama outcrop. The temporallength of this crust includes at least, the entire time span of SD-1 (Upper Turonian-basal Coniacian), D) General view ofthe stratigraphic succession in the central sector of the study area. The relationships between lithostratigraphic units and 3rd

order sequences boundaries are emphasized; Arcones quarry (8 in Fig. 2).





sobreimpuestos (Fig. 5b). Ello implica la super-posición de otros tantos rangos de cortejos sedi-mentarios, de manera que un mismo conjunto deestratos puede representar al mismo tiempo doscortejos sedimentarios de diferente signo y dis-tinto rango.

Las parasecuencias de 5º orden se interpretancomo el resultado de un evento eustático de rápi-da profundización, en el que se genera un espaciode acomodación, seguido por el relleno sedimen-tario del mismo (GIL et al., 2006). El “cortejotransgresivo” (Transgressive System Tract, TST),



Fig. 6.–a) Rizolitos sobre arcillas limosas ocres que caracterizan el límite inferior (SB-1) de SD-1 en la Cantera de Arcones(Segovia); b) Encostramiento ferruginoso rellenando grietas de desecación caracterizando el límite inferior SB-1 en el aflo-ramiento de Hontoria; c) Dolomías rojas con niveles estromatolíticos pseudoglobulares en la sección de Castrojimeno; d)Areniscas rojas con laminación cruzada a techo de SD-1 en las inmediaciones de Castrojimeno; e) Último nivel de dolo-mías rojas (martillo) resaltando el límite superior (SB-2) de SD-1 en la sección de Segovia dentro de la sucesión arenosadel Mb Segovia; f) Detalle del aspecto brechoide del nivel de dolomías rojas de la Fig. 6e, sección de Segovia.

–a) Rhizolithes in silty mudstones beds at the lower sequence boundary (SB-1) of SD-1 in the Arcones quarry (Segovia);b) Ferruginous crust filling desiccation cracks at the lower sequence boundary SB-1 in the Hontoria outcrop; c) Red dolos-tones with pseudohemispheroid stromatolites in the Castrojimeno section; d) Cross-laminated red sandstones at top SD-1,near Castrojimeno; e) Top of red dolostones (hammer) at the upper sequence boundary (SB-2) of SD-1 in the Segovia sec-tion, located within the sandy succession of the Segovia Mb; f) Detailed view of the brecciated aspect of the red dolosto-ne bed of Fig. 6e, Segovia section.

que representa la etapa transgresiva inicial delepisodio deposicional, así como la superficie demáxima inundación (Maximum Flooding Surface,MFS) quedan incluidos en el límite inferior de laparasecuencia, estando únicamente materializadapor el “cortejo del nivel del mar alto” (High-StandSystem Tract, HST) de 5º orden. No obstante, nose puede descartar la presencia de un SMW de 5ºorden hacia el margen continental dentro de lassucesiones terrígenas allí aflorantes, pudiendoestar retrabajadas durante la posterior etapa trans-gresiva, tal y como se describe más adelante paralos conjuntos de parasecuencias.

Las parasecuencias de 6º orden repiten latendencia sedimentaria (somerización) de laparasecuencia mayor (5º orden) que las contiene,por lo que se les supone un origen alocíclicosimilar aunque de menor amplitud. Se interpretancomo resultado de un pulso deposicional menoren el que únicamente está representada la etapade nivel del mar alto mediante el correspondien-te HST, mientras que la etapa previa de ascensoen la que se genera el espacio de acomodaciónqueda contenida en la discontinuidad basal.

A escala de 4º orden, la sección estratigráfi-ca clave para el reconocimiento de los cortejossedimentarios de los conjuntos de parasecuen-cias es la de Villaverde de Montejo, debido a sunaturaleza más carbonatada. El carácter predo-minantemente terrígeno del resto de las seccio-nes, impide reconocer esta distribución de facies.En Villaverde de Montejo se observa que cada

conjunto de parasecuencias está formado por untramo arenoso basal y por un conjunto calcáreotableado en la parte superior, observándose comoel espesor de los primeros disminuye progresiva-mente en beneficio de los segundos, a lo largo delos tres primeros conjuntos de parasecuencias(SD-1.1, SD-1.2 y SD-1.3) (Figs. 3 y 5b). SD-1.4carece de facies terrígenas basales, estando ínte-gramente constituida por calizas tableadas y cali-zas parcialmente recristalizadas.

La alternancia periódica de ambos tipos defacies en cada conjunto de parasecuencias debeentenderse como resultado del avance y retrocesode los sistemas deposicionales durante las distin-tas etapas (cortejos sedimentarios) de un cicloeustático completo. Así, el cuerpo de arenas basalse relaciona con una etapa del nivel del mar bajo(LUTERBACHER et al., 1991; RUIZ, 1996), en lacual se produce el avance de los cinturones defacies costeros hacia el interior de la plataforma,depositando una cuña de arenas terrígenas(SMW); por el contrario, las facies carbonatadassuperiores corresponden a una etapa del nivel delmar alto (HST), en la que los medios carbonata-dos de plataforma retrogradan hacia el margencostero (Fig. 5b). La superficie de máxima inun-dación (MFS) se sitúa en el contacto entre ambostipos de facies, de manera que falta por caracteri-zar la etapa transgresiva (TST) del episodio eus-tático. La presencia de superficies de reactivaciónenergética (ravinement surfaces) de elevado régi-men hidráulico, que en áreas de margen costero



Fig. 7.–Conjuntos de parasecuencias de 4º orden en la sección de Villaverde de Montejo. Ver Fig. 5B para nomenclatura.–Parasequence sets (4th-order) in the Villaverde de Montejo section. See Fig. 5B for sequences nomenclature.

caracterizan la Superficie Transgresiva (Trans-gressive Surface, TS) (DEVINE, 1991), situadas enla base de los cuerpos de arena, y no dentro deellas, lleva a la conclusión de que estas arenasbasales representan simultáneamente la SMW yel TST de un mismo conjunto de parasecuencias.Fueron aportadas a la cuenca desde el margencontinental, debido al avance de los cinturonescosteros asociado a la caída eustática, depositan-do una SMW de bajo nivel del mar; posterior-mente fueron removilizadas y redepositadasdurante la subsiguiente etapa transgresiva, demayor régimen hidráulico. Esta segunda etapa deremovilización sedimentaria es consecuente conel escaso volumen de sedimento que estas cuñasrepresentaban y con el hecho de encontrarse sincementar.

La ausencia de facies terrígenas en la SD-1.4puede ser debida a una falta de aportes siliciclás-ticos procedentes del margen costero o a que éstosse depositaran en áreas más proximales (hacia elSO), sin que se puedan reconocer actualmentedebido a la estructura de toplap asociada al límiteSB-2; en ambos casos, la caída eustática a la que

se asocian tuvo que ser de menor amplitud que lasanteriores.

El reconocimiento de los cortejos sedimenta-rios de 4º orden identificados en la sección deVillaverde de Montejo en el resto de los aflora-mientos, resulta bastante compleja debido a ladificultad de reconocer superficies estratigráficasde referencia (MFS) dentro de sucesiones terríge-nas. No obstante, en este caso los cortejos de 4ºorden están formados por parasecuencias demenor rango (5º orden), de manera que la MFSde 4º orden coincide con el límite superior de laprimera parasecuencia interna (sd-n.1, n=1, 2, 3)(Fig. 5b), tal y como se ha descrito para el mismointervalo estratigráfico en otros sectores másinternos de la plataforma (GIL et al., 2006). Estarelación facilita la extensión de dichas superfi-cies de referencia a lo largo de todo el perfil haciael SO. A pesar de ello, cuando las condiciones deafloramiento son muy deficientes, tal y comoocurre en la SD-1.1, nada se puede hacer.

Asimismo, la relación entre las parasecuen-cias de 5º orden y la MFS de 4º orden permitereconocer cuales son las parasecuencias presentes



Fig. 8.–Patrón de apilamiento deposicional de alta frecuencia (4º y 5º orden) de SD-1 en la Cantera de Arcones. Ver Fig. 5Bpara nomenclatura.

–High-frequency depositional stacking pattern (4th- and 5th-order) of SD-1 in the Arcones quarry. See Fig. 5B for sequen-ces nomenclature.

y ausentes en este área de margen costero. Así, delas cinco parasecuencias que definen un conjuntode parasecuencias (4º orden) completo en sectoresde plataforma carbonatada (GIL et al., 2006), SD-1.2 y SD-1.3 están formadas en cada caso por lastres parasecuencias iniciales: sd-2.1, sd-2.2, sd-2.3 y sd-3.1, sd-3.2, sd 3-3, respectivamente; porsu parte, la SD-1.4, por las parasecuencias sd-4.1y sd-4.2. Finalmente, a pesar de las malas condi-ciones de afloramiento de SD-1.1, la correlacióncon sectores más internos de la plataforma (GIL,2005; GIL et al., 2006) permite aventurar que almenos debe estar compuesta por sd-1.1 y sd-1.2.

7. DISCUSIÓN

7.1. Sucesión sedimentaria

La proximidad geográfica entre las dos suce-siones tipo descritas en el trabajo (Fig. 5), asícomo su contraste de espesores y facies (Figs. 3 y4), no admite una sencilla explicación basada enla existencia de ambientes deposicionales coste-ros con notables diferencias en los patrones derelleno. Ambas sucesiones están separadas por laprolongación hacia el norte de la Falla de Somo-linos-Grado del Pico, en la que se ha reconocidouna primera etapa de funcionamiento durante elMesozoico y otra posterior durante la orogeniaalpina. La primera controló de manera episódicala configuración del margen suroriental del Cuen-ca Ibérica (SEGURA, 1982), mientras que la segun-da ha consistido en un desgarre dextral (VEGAS,2007) con un desplazamiento del bloque septen-trional de unos 8 km hacia el SE. En el área quenos ocupa, dicho desgarre ha significado la pre-sencia de sucesiones sedimentarias del CretácicoSuperior de áreas más externas (profundas) deplataforma inmediatamente al N de la fractura.

7.2. Naturaleza de los límites de secuencia

Como ocurre en amplios sectores de la Cor-dillera Ibérica, la secuencia del Turoniense Supe-rior - Coniaciense Inferior (SD-1) está bien deli-mitada por sus límites SB-1 y SB-2. Ambosdeben ser interpretados como resultado de caídasrelativas del nivel del mar. No obstante, un análi-sis del desplazamiento de los cinturones de faciesasociado a cada límite sugiere que la caída eustá-tica asociada al límite inferior SB-1 debió sermás importante, como se deduce de la acusadaprogradación de cuñas siliciclásticas hacia elinterior de la cuenca (Fig. 5). El desplazamientode los cinturones de facies asociado a SB-2 fuemucho menor; las arenas costeras del episodio de

3er orden suprayacente (SD-2) quedan relegadasal sector meridional (Ituero – La Higuera), mien-tras que en el sector centro-septentrional los cin-turones de facies retrogradan, tal y como reflejala presencia de facies y faunas de plataformaabierta (Fm Hortezuelos) directamente sobre lasdolomías rojas mareales del techo de SD-1 (ej.Castroserracín, Urueñas).

7.3. Tendencias sedimentarias

A diferencia de lo que ocurre a escala de 4º y5º orden, la distribución vertical de facies no per-mite diferenciar una evolución sedimentaria clara,ni los cortejos sedimentarios de la secuencia de 3er

orden (SD-1). Únicamente, se observa una pérdi-da de espesor creciente de los conjuntos de para-secuencias, que conceptualmente puede relacio-narse con el carácter regresivo que adquiere laSD-1 en su tramo final una vez que, sobrepasadoel máximo eustático, comienza el descenso delnivel del mar.

No obstante, los conjuntos de parasecuenciasmuestran una progresiva disminución del cuerpode arenas basal en favor del dolomítico, que cul-mina con la ausencia total del primero en la SD-1.4 (Figs. 3 y 5). Esta tendencia registra unascondiciones marinas más acusadas de la secuen-cia mayor hacia techo, o si se prefiere, una ten-dencia retrogradante o transgresiva de losambientes carbonatados de plataforma. Aparente-mente, esta evolución es contraria al carácterregresivo que adquiere el final del episodio depo-sicional de 3er orden comentado en el párrafoanterior, de no ser porque sobrepasa a SB-2 ycontinúa en la secuencia de 3er orden suprayacen-te (ver Naturaleza de los límites de secuencia).Dicha tendencia puede interpretarse como elreflejo de una etapa transgresiva de gran ampli-tud, iniciada a partir de la caída eustática asocia-da al límite SB-1, que engloba varios episodiosdeposicionales de 3er orden, de forma similar acomo se ha reconocido en otros sectores de laCuenca Ibérica (GIL et al., 2006).

7.4. Arquitectura deposicional

La SD-1 muestra una arquitectura deposicio-nal en forma de cuña, con una progresiva reduc-ción de espesor hacia el SO. Esta pérdida de espe-sor se materializa por solapamientos (onlap) ybiselamientos (toplap) terminales de las parase-cuencias de 5º orden sobre los límites de los con-juntos de parasecuencias, realzando la importanciade dichos límites. Aunque la existencia de proce-sos erosivos es bastante común en los márgenescosteros estando relacionados con episodios de



caída eustática y del nivel del mar bajo, la simplesubsidencia diferencial entre áreas de margen yplataforma (por carga sedimentaria y compacta-ción) justificarían la falta de paralelismo de lascapas inferiores y las superiores con la superficiede biselamiento. Hacia el interior de la plataforma,este tipo de relaciones tiende a desaparecer.

De todas las parasecuencias descritas, sd-3.1destaca por su morfología lenticular, de base planay techo convexo (Fig. 5b), con un espesor máximode 4 m en el área central (Tejadilla-Sepúlveda)que se reduce progresivamente, alcanzando unvalor mínimo de 1,5 m al NE (Villaverde de Mon-tejo) y desapareciendo al SO (La Higuera II). Si setiene en cuenta el contexto sedimentario en el quese ha generado, puede interpretarse como una granbarra arenosa (duna) adosada al margen costerodurante la etapa transgresiva del 3er episodiodeposicional de 4º orden, edificada con las arenasaportadas durante la caída eustática asociada a labase del episodio. Al observar en detalle la estruc-tura interna de la barra, se reconocen dos cuerposde arena separados por una discontinuidad inter-na (secciones de Tejadilla y Sepúlveda), sugirien-do que la estructura se formó en dos etapas. En

principio, estas dos etapas no serían correlaciona-bles con las secuencias de 6º orden reconocidas ensucesiones carbonatadas de áreas de plataforma(GIL et al., 2006), ya que aparecen en cortejos de5º orden diferentes; las primeras se habrían for-mado en un contexto de nivel del mar bajo y trans-gresivo, y las segundas en un contexto de nivel delmar alto.

7.5. Facies y Cortejos sedimentarios

El hecho de que las facies siliciclásticas ycarbonatadas se formen en diferentes etapas den-tro de un mismo episodio deposicional de altafrecuencia, y como consecuencia constituyancortejos sedimentarios diferentes a escala de 5ºorden, es una forma sencilla e intuitiva de expli-car las relaciones entre ambos tipos de facies enáreas de margen costero, especialmente dada laescasa presencia de facies mixtas. Los términosterrígenos representan la SMW asociada a lacaída eustática de la base del episodio, mientrasque los carbonatados constituyen el HST de 5ºorden correspondiente. Así, la MFS que separaambos cortejos pasa de estar en la base de la



Fig. 9.–Parasecuencias de 6º orden dentro de los términos carbonatados (Fm Caballar) en la sección de Villaverde de Montejo.Dentro de dichas secuencias aún es posible reconocer una ciclicidad interna. Ver Fig. 5B para nomenclatura de secuencias.

–Minor sequences (6th-order) within the carbonate beds in the Caballar Fm, Villaverde de Montejo section. Within thesesequences it is even possible to recognize an internal cyclicity. See Fig. 5B for sequences nomenclature.

parasecuencia, cuando ésta se encuentra en faciesdolomíticas, a estar en el techo de la misma,cuando aparece en facies terrígenas (ej. sd-3.2,Fig. 5).

Ahora bien, aunque el aporte de los térmi-nos siliciclásticos a la cuenca se produce duran-te una etapa inicial de bajo nivel del mar, eldepósito final tiene lugar durante otra etapa des-conectada de la primera y en un contexto sedi-mentario diferente (transgresivo), conservandolas características sedimentarias de este último.Este hecho viene a rebatir la idea de que cadaestrato es resultado de un único evento deposi-cional y que sus facies reflejan las característicasde éste; en realidad puede ser resultado de múl-tiples eventos diferentes, producidos en ambien-tes y contextos sedimentarios también diferen-tes, de manera que, de forma general, sus faciesmostrarán las características de los últimos.

En definitiva, se ha obtenido un modelodeposicional coherente ya que integra la distri-bución vertical de facies en los conjuntos deparasecuencias (4º orden), con su distribuciónespacial (en sentido proximal-distal) a escala de5º orden. Así, dentro de un conjunto de parase-cuencias, los términos terrígenos representan el SMW-TST de parasecuencias de 5º orden,pudiendo por ello aparecer igualmente en elSMW-TST o en el HST de 4º orden, aunque lógi-camente van a ser más frecuentes en el primerode ellos, ya que están asociadas a una caída eus-tática de mayor rango (4º orden). Los términosarenosos que aparecen en los HST de 4º orden(ej. sd-3.2), van a ocupar posiciones más proxi-males respecto a las anteriores, pudiendo inclusofaltar (ej. sd-3.3), debido a la menor amplitud delas caídas del nivel del mar de 5º orden dentro delcontexto de alto nivel del mar que impone el epi-sodio eustático mayor (4º orden) en el que seengloban.

8. CONCLUSIONES

En áreas de margen costero de la Cuenca Ibé-rica, el análisis estratigráfico interno de la secuen-cia de 3er orden del Turoniense Superior - Conia-ciense basal ha permitido reconocer un patrón deapilamiento deposicional de alta frecuencia, com-puesto por secuencias de 4º, 5º y 6º orden super-puestas, similar al identificado en otros sectoresde la Cuenca Ibérica (Gil et al., 2006), aunque conun menor número de secuencias internas.

La arquitectura estratigráfica de la secuen-cia de 3er orden dibuja una geometría en cuñacon una progresiva pérdida de espesor hacia elmargen costero (SO). La reducción de espesor se

materializa por solapamientos y biselamientosde las parasecuencias de 5º orden internas sobrelos límites inferior y superior de los conjuntos deparasecuencias que los contienen, de manera quelas parasecuencias centrales de cada conjuntoson las más extensivas sobre el margen costero.

La identificación de secuencias de alta fre-cuencia diferentes, especialmente las de 5º orden,permiten explicar las relaciones existentes entrelas facies terrígenas y carbonatadas en estas áreasde margen costero. Ambos tipos de facies se hanformado durante un mismo episodio deposicio-nal, pero en diferentes etapas del mismo, demanera que representan o constituyen diferentescortejos sedimentarios. Los términos terrígenos,aportados a la cuenca durante una etapa de niveldel mar bajo, representan el SMW-TST del epi-sodio deposicional, ya que a juzgar por su mor-fología lenticular pudieron estar retrabajadosdurante la subsiguiente etapa transgresiva. Por suparte, los términos carbonatados son el resulta-do del avance hacia el margen costero (retrogra-dación) de los ambientes carbonatados de plata-forma somera durante una etapa de alto nivel delmar, y representan consecuentemente el HSTdel episodio. La ausencia de facies mixtas, asícomo de superficies de reactivación energéticadentro de los términos terrígenos descartan laexistencia de un TST independiente.

La coexistencia de varios rangos de secuen-cias da lugar a una compleja superposición deetapas y cortejos sedimentarios, de manera queun mismo conjunto de materiales puede pertene-cer a dos cortejos sedimentarios de diferentesigno y orden. Además, aquéllos cortejos demenor rango pueden quedar desvirtuados por elsigno del cortejo de mayor rango en el que seencuentran. Esto último, se observa igualmente aescala de 3er orden, dado que la tendencia trans-gresivo-regresiva de SD-1 es muy difícil de reco-nocer al quedar enmascarada por una tendenciatransgresiva de mayor amplitud (2º orden) quetiene continuidad en la secuencia de 3er ordensuprayacente.

AGRADECIMIENTOS

Este trabajo ha sido financiado por el pro-yecto CCG06-UAH/AMB0752 de la ComunidadAutónoma de Madrid y Universidad de Alcalá.Los autores agradecen las sugerencias y comen-tarios de dos revisores anónimos que han contri-buido a mejorar la calidad final del manuscrito.

Recibido el día 26 de septiembre de 2007Aceptado el día 11 de diciembre de 2007



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