Repositorio Institucional de Documentos

Agradecimientos: En primer lugar, quiero dar las gracias al director de este trabajo: Dr. Antonio Casas Sainz, profesor de la Universidad de Zaragoza del área de Geodinámica, quien sin problema alguno accedió a tutorizar este trabajo, por su tiempo, paciencia, interés y consejos aportados para llevarlo a buen puerto. También agradecer a Ruth Soto Martín, Científico Titular del IGME, sus sugerencias y aportaciones en campo, así como los préstamos de determinados artículos bibliográficos. A Andrés Pocoví por el préstamo de interesantes artículos y trabajos geológicos utilizados como recursos bibliográficos básicos para este trabajo. De la misma manera, agradecer a Luis Arlegui Crespo el tiempo, la ayuda y paciencia dedicada para el manejo del software Fsa utilizado en la interpretación de fallas normales. Igualmente, agradecer a Carlos Sancho Marcén, del área de Geodinámica, sus comentarios, sugerencias y préstamos bibliográficos relacionados tanto con la neotectónica extensiva en este sector de las Sierras Exteriores oscenses, como en la interpretación de unos depósitos tobáceos cuaternarios. Tampoco puedo olvidarme del interés y consejos aportados por Pablo Santolaria Otin y la ayuda prestada en la interpretación de los perfiles sísmicos. 1 ÍNDICE ABSTRACT 2 CAPÍTULO 1: INTRODUCCIÓN 3 1.1 Planteamiento 3 1.2 Objetivos 3 1.3 Metodología 4 1.4 Contexto Geográfico 5 CAPÍTULO 2: MARCO GEOLÓGICO 6 2.1 Contexto estructural de la USPC 6 2.2 Estratigrafía 8 CAPÍTULO 3: PRESENTACIÓN DE LOS DATOS 15 3.1 Cartografía 15 3.2 Estructura 16 3.2.1 Macroestructuras 16 3.2.2 Mesoestructuras 21 3.2.3 Cortes 22 CAPÍTULO 4: DISCUSIÓN DE LOS DATOS 26 CAPÍTULO 5: CONCLUSIONS 29 BIBLIOGRAFÍA 31 ANEXOS 2 Abstract: In the present paper appear the information obtained in the study carried out in the western stretch of the Montsec thrust, which is partially fossilized by Conglomerados de Graus. Through geophysical information proceeding from seismic profiles and boreholes made in the decades of the 60s and 70s, and superficial data, an in-depth interpretation of the structure has been realized of the detached cover above autochthonous of the Ebro. This superficial information is constituted by a detailed cartography of the outcrops of the cover, which emerged in the delimited area. These outcrops are divided in two sectors that correspond with two different thrust sheets. Has been observed a clear influence by variations of thickness in the Mesozoic series, fundamentally in the Cretaceous materials, as well as by the existence of extensive structures, also the same age, in the actual structural configuration. Regarding to Conglomerados de Graus, have been observed and described a set of structures that disturb them. These structures are distributed around the study area, and there are two types: compressive and extensional structures. Those with compressional character have been related to the final stages of internal deformation in the Montsec sheet, and they appear in the eastern sector. By contrast, those with extensive character appear in the western sector and are constituted by normal faults of different magnitudes and lengths that are concenter in certain areas. Keywords: Conglomerados de Graus, monoclinal, Montsec, back thrust, keuper, Tolva. 3 CAPÍTULO 1: INTRODUCCIÓN 1.1 PLANTEAMIENTO El presente proyecto se concibe como Trabajo de Fin de Grado (TFG), es decir como último paso para obtener el título de Graduado en Geología por la Universidad de Zaragoza. De esta forma se rige por la normativa general de esta universidad, de la Facultad de Ciencias y más concretamente, por la propia normativa del Departamento de Ciencias de la Tierra aprobada por la Comisión de Garantía de Calidad del Grado en Geología el 23 de febrero del 2012. Así, de acuerdo con la citada normativa, se procede a la redacción y presentación de la pertinente memoria del trabajo individual, llevado a cabo en la parte suroccidental de la Unidad Surpirenaica Central (USPC), en el que se ponen en práctica conocimientos, habilidades y actitudes adquiridos por el estudiante a lo largo de la formación recibida en el Grado, fundamentalmente en aquellos aspectos relacionados con la Geología Estructural, Tectónica y Geofísica, y en menor medida con la Estratigrafía y Petrología. Desde el primer momento en el que se estableció el acuerdo entre el director del TFG y estudiante, estuvo presente la idea de la originalidad del trabajo, de ahí que se eligiera este área al oeste del Montsec donde la existencia de trabajos concretos es muy reducida, ofreciendo la posibilidad de obtener datos y resultados propios, ajustándose siempre a los 9,5 ECTS asignados en la Memoria de Verificación del Grado en Geología. 1.2 OBJETIVOS En el presente estudio se pretenden alcanzar los siguientes objetivos: a. Realizar una cartografía actualizada que unifique los afloramientos mesozoicos aislados de Benabarre-Torres del Obispo, con el afloramiento de Tolva. b. Conocer, a través de datos geofísicos y de superficie, la estructura existente en esta zona de transición entre las Sierras Exteriores Aragonesas y las Sierras Marginales Catalanas, así como su relación con la sedimentación de los depósitos continentales sintectónicos del Oligoceno-Mioceno agrupados bajo el nombre de Conglomerados de Graus, y servir de precedente a futuros estudios más en detalle. c. Y en última instancia, unificar los datos bibliográficos referentes a la estratigrafía, disponibles en la actualidad sobre estos afloramientos, completándolos con observaciones realizadas en el campo durante este trabajo. 4 1.3 METODOLOGÍA El punto de partida ha sido la búsqueda bibliográfica que ha permitido conocer trabajos previos sobre el área de estudio propuesta, fundamentalmente en lo referente a la estratigrafía y paleontología para partir de una buena base a la hora de realizar la posterior cartografía geológica. Esta labor se ha prolongado prácticamente hasta la finalización del trabajo, viéndose aumentada por información relacionada con la Geología Estructural y Geofísica, así como datos de sondeos catalogados por la Confederación Hidrográfica del Ebro (CHE, 2006), dentro del área de trabajo. Tras un estudio adecuado previo, se realizó una primera toma de contacto con el campo en la que se delimitó, junto con la ayuda de ortofotos a escala 1:10.000 y mapas geológicos previos (Alvarado et al., 1959; Ullastre, 1998; Merino-Tomé, 2011; ICGC, 2009), el área exacta de estudio, la cual se ha mantenido hasta la presente redacción de la memoria. Tras esta primera toma de contacto se procedió a dividir la zona en dos sectores y a tomar los datos necesarios para realizar la cartografía y el análisis estructural y tectónico posterior. Se han tomado datos de buzamientos, lineaciones, contacto entre unidades, toma de muestras para posterior análisis en laboratorio y gabinete, realización de esquemas y cortes puntuales en campo, junto con un gran número de fotografías. En cuanto a los trabajos de laboratorio, han consistido básicamente en la realización de láminas delgadas y su posterior análisis en el microscopio petrográfico. Por último, los trabajos de gabinete, además de la carga bibliográfica, han consistido también en la representación cartográfica digital de los datos tomados en campo a través de la herramienta gvSIG sirviéndose de las ortofotos PNOA del año 2009 a escala 1:10.000 descargables del SITAR. El siglado usado en esta cartografía es similar al siglado antiguo de los mapas del IGME. Se ha realizado una escueta cartografía con foto aérea de parte de la zona de estudio sirviéndose para ello de los vuelos de foto aérea del año 1956 (vuelo Americano) a escala 1:33.000; digitalización de figuras, cortes geológicos, retoque de la cartografía y montajes fotográficos para lo que se ha usado Adobe Photoshop Elements 7.0 y Adobe Illustrator CS6. En el análisis de fallas normales, se ha usado el software Fsa de Celerier (1999) donde se han obtenido150 valores para cada eje de esfuerzos, los cuales luego se han representado con Stereonet 9.1.0 obteniendo así los ejes de esfuerzos más probables para cada estación. Y por último, se ha procedido a la redacción de la presente memoria utilizando para ello Microsoft Word 2010. 5 1.4 CONTEXTO GEOGRÁFICO El área definida para este trabajo se encuentra en la Comunidad Autónoma de Aragón, concretamente al este de la provincia de Huesca, en la comarca histórica de la Ribagorza. La ubicación exacta del centro del área de estudio viene determinada por las coordenadas geográficas (E50) 42º 06' 38'' N y 0º 29' 24'' E, que corresponden aproximadamente con la localidad de Benabarre. Forma una franja orientada E-W de unos 20 Km de largo por 8 Km de ancho máximo, comprendiendo un total de unos 120 km2. Geográficamente se localiza en el sector pre-pirenaico aragonés, a unos 100 Km al este de Huesca (Aragón) y a unos 70 Km al noroeste de Lérida (Cataluña). Se puede acceder a través de las carreteras N-230 y N-123, que a su vez atraviesan de este a oeste la zona de estudio. Las localidades más importantes dentro de ésta son Benabarre y Tolva (fig. 1.1). Figura 1.1.- Mapa con la localización del área de estudio. Se sitúa entre los ríos pirenaicos Ésera, al oeste, y Noguera Ribagorza, al este (fig. 1.1), englobando superficie de ambas cuencas hidrográficas. Presenta un relieve marcado, con cotas comprendidas entre los 450 y 1000 m.n.m. y su clima es claramente continental con fuertes oscilaciones térmicas entre el verano-invierno y precipitaciones anuales de 600 l/m2. Las hojas del Mapa Topográfico Nacional a escala 1:50.000 de Fonz (288) y Benabarre (289) comprenden la totalidad del área delimitada para en este trabajo. 6 CAPÍTULO 2: MARCO GEOLÓGICO 2.1 CONTEXTO ESTRUCTURAL DE LA USPC Figura 2.1.- Contexto geológico de la Unidad Surpirenaica Central (USPC). Tomado y modificado de MartínezPeña (1991). Respecto al contexto estructural, el presente trabajo se ha realizado en la denominada por Séguret (1972) Unidad Surpirenaica Central (USPC) (fig. 2.1). Esta estructura consiste en un manto de corrimiento hacia el sur respecto a la Zona Axial del Pirineo de entre 45 o 60 km. en dirección N-S (Séguret, 1972; Garrido y Ríos, 1972; Cámara y klimowitz, 1985; Martínez-Peña y Pocoví, 1988; Teixell y Muñoz, 2000; y otros) y más de 90 km. en dirección E-W (Elerz, 2008). El despegue se produce a nivel de los materiales dúctiles del Keuper sin llegar a involucrar materiales a los materiales del basamento. Estructuralmente se encuentra fraccionada a su vez en tres grandes láminas denominadas de norte a sur: Bóixols, Montsec y Sierras Marginales.  La lámina de Bóixols limita al norte con el retrocabalgamiento de Morreres (Saura, 2004) que pone en contacto la USPC con la Zona de las Nogueras, y por el sur con el frente de Bóixols. La estructura interna de esta lámina está dominada por el sinclinal de Santa Fe cuyo flanco sur enlaza con el anticlinal de San Corneli, asociado a la rampa de bloque superior del cabalgamiento de Bóixols (GarcíaSenz, 2002). Según Teixell y Muñoz (2000), deriva de la inversión de fallas extensionales de edad Cretácico inferior registrándose inicio de deformación 7 compresiva surpirenaica a partir del Santoniense superior, emplazándose a finales del Cretácico superior.  La lámina del Montsec posee una estructura más sencilla. Limita al norte con la estructura de Bóixols y al sur con el anticlinal de bloque superior del cabalgamiento del Montsec, el cual muestra una serie mesozoica invertida que se diferencia de la del flanco normal por la ausencia de materiales del Cretácico inferior. Entre medio de estas estructuras se desarrolla un amplio sinforme en el que se encuentran los depósitos de la cuenca surpirenaica de Graus-Tremp (Teixell y Muñoz, 2000) (fig. 2.2). La edad de emplazamiento varía según los autores, coincidiendo en que los primeros movimientos se iniciarían en el Cretácico superior, pero su desarrollo esencial sería posterior al Eoceno inferior (Teixell y Muñoz, 2000) llegando, según Solé Sugrañes (1978) a emplazarse durante el Eoceno superior-Oligoceno. En cuanto a la prolongación de su frente hacia el W, para Garrido (1973) y Farrell et al. (1987) continuaría por los afloramientos de Tolva y Benabarre tomando una dirección N-S al enlazar con el cabalgamiento de Cotiella a través de la rampa oblicua del anticlinal de Mediano, para Cámara y Klimowitz (1985) el frente tomaría dirección N-S a partir del afloramiento de Tolva; Martínez-Peña (1991) también asume esta segunda teoría.  La lámina de las Sierras Marginales está limitada al norte por la estructura cabalgante de la lámina del Montsec y por el sur por el frente de cabalgamientos surpirenaicos sobre el antepaís del Ebro. Presenta, a diferencia de las láminas anteriores, una estructura interna bastante compleja ya que aparece compartimentada en numerosas láminas menores a través de pliegues y cabalgamientos de orientación diversa que representan rampas frontales, laterales y retrocabalgamientos (Pocoví, 1978a; Martínez-Peña y Pocoví, 1988). En ocasiones estos pliegues aparecen trastocados por un posterior diapirismo con disposición aleatoria, por lo que no se encuentran condicionados por estructuras existentes en la cobertera (Martínez-Peña, 1991; Salvany, 1999). En el autóctono del valle del Ebro y al sur de la lámina de las Sierras Marginales, se desarrolla una estructura anticlinal de despegue denominada anticlinal de BarbastroBalaguer relacionado con el emplazamiento de la USPC (fig. 2.2) y posteriormente trastocada por diapirismo (Pardo y Villena, 1979; Martínez-Peña y Pocoví, 1988). Hacia el W 14 pequeños abanicos aluviales en los que destaca la presencia de depósitos de transporte en masa tipo debris flow. Constituyen un tapiz que fosiliza y se adapta a la forma del paleorelieve preexistente, y equivale a la unidad terrígena inferior de las Sierras Marginales propuesta por Teixell y Muñoz (2000). Conglomerados (T2), Areniscas y Lutitas (T3) Ambas unidades pertenecen a los denominados informalmente como Conglomerados de Graus existentes en el margen suroeste de la Cuenca de Graus-Tremp, equivalentes a la unidad terrígena superior de las Sierras Marginales (Teixel y Muñoz, 2000). El criterio aplicado en este trabajo para la diferenciación de ambas unidades es simplemente la proporción de finos frente a gruesos. La unidad T3 presenta mayor contenido en gruesos, mientras que en la unidad T2 la proporción de finos supera a la de gruesos. El conjunto de la serie aparece discordante sobre el resto de unidades anteriores, fosilizando el paleorelieve con disposición geométrica en onlap, lo cual hace que no presente una potencia homogénea. La totalidad de la serie, en la zona de estudio no aflora, pero a través de sondeos se han registrado potencias superiores de los 260 m. (Lanaja, 1987; CHE, 2006). En cuanto a la litología, la unidad T2 está compuesta mayoritariamente por conglomerados poligenéticos masivos con cantos de litologías siliciclásticas y carbonatadas procedentes de la Zona Axial y Zona de las Nogueras, con textura no granosostenida, entre los que se intercala algún nivel de arenisca. Pasa lateral y verticalmente a la unidad T3 constituida mayoritariamente por areniscas y lutitas y en menor medida por intercalaciones de conglomerados similares a los de la unidad T2, lo que se traduce en una retrogradación del sistema aluvial. En el afloramiento de Tolva, como consecuencia de la actividad diapírica, en esta unidad T3 se identan niveles de brechas calcáreas masivas con textura granosostenida que pronto dan paso lateralmente a niveles más lutíticos. Cuaternario indiferenciado (Q) Bajo esta denominación se han englobado todos aquellos materiales recientes sin diferenciación alguna por falta de interés para este trabajo. La unidad está representada mayoritariamente por depósitos de terrazas y glacis repartidos homogéneamente por toda el área de estudio. Merecen ser destacados unos materiales tobáceos, detríticos finos carbonatados y margosos blanquecinos al este de Torres del Obispo, que se asemejan a facies de barrera-represamiento. 15 CAPÍTULO 3: PRESENTACIÓN DE LOS DATOS 3.1 CARTOGRAFÍA Para hacer más fácil la descripción de la cartografía geológica, se ha dividido en dos sectores: el Sector Oriental (mapa A), comprendido al este de la localidad de Benabarre, y el Sector Occidental (mapa B), al oeste de esta misma localidad. SECTOR ORIENTAL Comprende el área de estudio del entorno de Tolva, en la que se ha centrado fundamentalmente el trabajo en este sector. Corresponde al mapa A que hemos denominado: Cartografía geológica del afloramiento de Tolva. De esta forma, la mayor parte de este sector oriental se encuentra cubierto por la unidad Conglomerados de Graus representada por ambas unidades diferenciadas en este trabajo (T2 y T3). Estos materiales aparecen basculados ligeramente hacia el SW haciéndose prácticamente horizontales ya en la parte centro del sector. Aparecen afectados al noroeste por lo que hemos denominado como monoclinal de Sagarras y retrocabalgamiento de Tolva. De la misma forma, en el frente norte del diapiro de Tolva aparecen con fuertes buzamientos hacia el norte y un pequeño retrocabalgamiento de dirección E-W. Ya al sur del anticlinal aparecen subhorizontales y onlapando sobre esta estructura fosilizándola parcialmente por el E y W. En el centro de este sector oriental aparecen las principales estructuras comprendidas por el anticlinal y diapiro de Tolva. La primera se desarrolla mayormente en el flanco norte de la segunda y en menor medida en su núcleo. Ambas estructuras aparecen trastocando toda la cobertera de lo que Martínez-Peña y Pocoví (1988) definieron como lámina del Montsec. SECTOR OCCIDENTAL Comprende el área de estudio al W de la localidad de Benabarre incluyendo los afloramientos sobre los que esta localidad se asienta. La cartografía corresponde al mapa B que hemos denominado: Cartografía geológica de los afloramientos de Benabarre-Torres del Obispo. A excepción de pequeños afloramientos aislados con orientación pirenaica de Cretácico superior, Formación Tremp y Calizas de Alveolina que van desapareciendo de E a W, la mayor parte de este sector se encuentra cubierto por los Conglomerados de Graus (T2 y T3). 16 La presencia de estos afloramientos es debida a la existencia de una estructura anticlinal de bloque superior perteneciente a lo que Martínez-Peña (1991) definió como lámina de Mediano. En cuanto a los conglomerados terciarios, decir que describen una morfología de sinclinal laxo con una orientación aproximada del eje E-W, debido al basculamiento hacia el N-NE generado por la reactivación del retrocabalgamiento de Juseu inmediatamente al sur de la zona de estudio. Además, estos materiales terciarios aparecen puntualmente afectados por fallas normales, lístricas y de desgarre. 3.2 ESTRUCTURA En este apartado se presentará la información recogida en el campo sobre las estructuras más relevantes de la zona de estudio. Con la información procedente de la extrapolación en profundidad de datos de campo, e información interpretada de líneas sísmicas y sondeos disponibles (Anexo 1), se abordarán las estructuras no aflorantes representadas en los distintos cortes realizados. 3.2.1 Macroestructuras ANTICLINAL DE TOLVA Resulta complicado encontrar la primera mención bibliográfica de esta estructura, pero ni Mallada (1878) ni Alvarado et al. (1959) hacen mención a este sector del Montsec a través de esta designación, sino a través de la denominación de “afloramiento de Tolva”. Figura 3.1-. Vista de la sección N-S del núcleo del anticlinal de Tolva realizada por el río Cajigar. Se encuentra en el sector oriental y constituye la parte fundamental de la cartografía realizada en este trabajo de este sector. La geometría anticlinal en afloramiento, la describen fundamentalmente los materiales del Jurásico, Cretácico inferior, Cenomaniense y 17 Turoniense a través en una espectacular sección perpendicular al núcleo de la estructura realizada por el río de Cajigar (fig. 3.1 y A3.8), donde se puede intuir cierta geometría cilíndrica, que gracias a la cartografía y datos de campo, podemos afirmar que se pierde al W de este río por la actividad diapírica. Es en esta misma sección, donde se puede apreciar una clara reducción de espesor hacia el sur en los materiales del Cretácico inferior y los de la base del Cretácico superior (C21-22) como consecuencia tanto erosiva en el caso de los primeros como por acuñamiento en el caso de los segundos (fig. A3.8). Así, esta zona se enmarca en lo que debió de ser el margen sur de la cuenca sedimentaria en el Cretácico. Bordean al núcleo de esta estructura por el S los materiales del Cretácico superior (C23-24 y C24-26) constituyendo un flanco muy trastocado (fig. A3.9), que se ha interpretado como un cabalgamiento (fig. A3.7) y donde se han observado en la parte central de la estructura buzamientos hacia el norte, lo que indica que la serie aparece invertida. Por el E aparece parcialmente cubierto por los Conglomerados de Graus; por el NE el flanco norte aparece completamente eliminado por el diapiro de Tolva; hacia el NW se observa el flanco norte buzando en esta misma dirección y donde afloran materiales del Cretácico superior (C24-26) e Ilerdiense (E11); y por el W la estructura se sumerge de nuevo en los Conglomerados de Graus. Presenta unos buzamientos de los flancos muy variados debidos a la complejidad estructural que ostenta. Así, mientras en el flanco norte se han medido buzamientos muy homogéneos entre 45ºN y 55N, en el flanco sur se han medido buzamientos entre 50N y 85N en la zona invertida, entre 90 y 55S en el área comprendida entre la zona invertida y el cabalgamiento mencionado, y buzamientos más suaves, entre 20S y 30S, en la zona más alejada al sur del núcleo. Esto le confiere en afloramiento, un aspecto y sensación de elevado aplastamiento en la parte sur, producto posiblemente de la actividad diapírica en el flanco norte. El anticlinal de Tolva mantiene un rumbo ESE-ONO desde el E a lo largo de poco más de 1 km., con direcciones medidas en el flanco sur en torno a N095E y N120E, las cuales pasan a rumbos SE-NW con direcciones entorno a N140E. DIAPIRO DE TOLVA A diferencia que en el caso del anticlinal de Tolva, para el diapiro podemos decir que la primera referencia bibliográfica encontrada viene por parte de Alvarado et al. (1959), donde se afirma que el afloramiento de Keuper en este sector es fruto del diapirismo. 18 Dadas las características que presenta el Keuper en campo, se ha interpretado la totalidad de los afloramientos cartografiados en el sector oriental, como consecuencia de movimientos halocinéticos, constituyendo por lo tanto todo él el diapiro de Tolva. Además, de acuerdo con la información procedente del sondeo To-1 interpretado por Lanaja (1987), a 800 m. del afloramiento de keuper más cercano, estos materiales triásicos aparecen a más de 2800 m. de profundidad desde la superficie, aunque para este trabajo se han tomado los 2500 m. como profundidad de contacto entre Jurásico inferior y el Triásico superior. De esta forma, son alrededor de 120 hectáreas las que constituyen el afloramiento de Keuper en el sector oriental, distribuidas en dos áreas bien diferenciadas y separadas por un afloramiento alargado de dirección ENE-WSW formado por Jurásico y Cretácico inferior, el cual se explicado como una inclusión aislada englobada en el diapiro (corte A-A’). Así, tenemos una primera área al NE del núcleo del anticlinal de Tolva, y una segunda en el núcleo de este anticlinal fundamentalmente al W del río Cajigar, trastocando, como se ha comentado, la estructura interna del mismo. Figura 3.2.- Discordancia progresiva en el borde norte del diapiro de Tolva. El afloramiento NE presenta una morfología alargada con un rumbo medio de ESE-WNW y una longitud máxima en esta dirección de poco más de 2 km y una anchura máxima de 800 m. Se encuentra bordeado desde el E hacia el W pasando por el norte, por los Conglomerados de Graus; al SW por el núcleo del anticlinal de Tolva; y por el SE mayormente por los materiales del Senoniense inferior (C23-24). El contacto sur con los materiales mesozoicos es muy sinuoso y sin una dirección preferente, donde estos materiales aparecen trastocados cerca del contacto, frecuentemente verticalizados y con buzamientos hacia el S/SW. Por el contrario, el contacto norte es mucho más rectilíneo y 19 espectacular, afectando a los Conglomerados de Graus, constituyendo un verdadero frente de actividad del diapiro. Presenta dos direcciones claras: una procedente del E de en torno a N140E y otra al SW de Tolva de N040E. Entre estos materiales terciarios y la masa de Triásico, aparecen pequeños afloramientos aislados de Cretácico superior (C23-24 y C24-26) y uno reducido de ofitas. Es de destacar la disposición que presentan los materiales de la unidad cartográfica T3 a lo largo de la mayor parte de este contacto. Comenzando desde el E, a lo largo de unos 500 m. el afloramiento no es del todo bueno debido a la presencia de campos de cultivos y bosque. A partir de aquí las condiciones de afloramiento mejoran, midiéndose buzamientos en el Terciario en torno a 60N. En el punto donde el río Cajigar atraviesa el contacto, éste describe un giro de más de 90º hacia el W formando así un anticlinal con una inmersión del eje hacia el N. La serie sigue buzando fuertemente hacia el norte siguiendo una dirección N040E. Es en este tramo donde se ha conseguido identificar una interesante discordancia progresiva que se abre hacia el norte, con al menos tres cuñas sedimentarias reconocidas que presentan tanto individualmente como en conjunto una evolución estrato y granodecreciente, aumentando hacia techo la proporción de materiales lutíticos, estando la primera cuña compuesta exclusivamente por una brecha calcárea con cantos de las unidades C23-24 y C24-26 (fig. 3.2 y A3.3). Hacia el W las capas de T3 se mantienen con fuerte buzamiento hacia el N desapareciendo a escasos metros a la derecha del río Cajigar donde aparece un pequeño sinforme de rumbo SE-NW sin inmersión aparente del eje. Es aquí también donde se ha identificado una falla inversa con vergencia norte y dirección entorno a N100E, una esquistosidad puntual bastante penetrativa y estrías que indican una claro cizallamiento tipo flexural-slip. El afloramiento del núcleo del anticlinal de Tolva es de menor extensión que del NE. Se desarrolla fundamentalmente al W del río Cajigar con una longitud máxima de 1,3 km subparalela a la dirección del pliegue. Se encuentra fundamentalmente bordeado por materiales del Jurásico y Cretácico inferior, así como un pequeño afloramiento de terciario (T3) por el W el cual descansa discordante sobre la estructura en general y con una disposición subhorizontal. Por último señalar que topográficamente el Keuper aparece a la misma altura en la margen derecha del río Cajigar que en la margen izquierda los materiales del Jurásico y Cretácico inferior. RETROCABALGAMIENTO DE TOLVA Y MONOCLINAL DE SAGARRAS En el dominio occidental de la Sierra del Montsec, concretamente inmediatamente al W del afloramiento de Tolva, la cobertera terciaria aparece trastocada por dos estructuras íntimamente relacionadas como son el retrocabalgamiento de Tolva y su asociado 20 monoclinal de Sagarras (fig. A3.4 y A3.5). La denominación de estas estructuras se ha realizado en función de la cercanía a estas localidades. No se ha observado en la bibliografía consultada, ninguna mención directa a estas estructuras. Únicamente en la cartografía de Alvarado et al. (1959) se observa un trazado con dirección similar que parte del mismo punto que las identificadas en este trabajo. La diferencia radica en que el trazado posee una longitud mayor y representa un único y continuo contacto mecánico. Esta representación cartográfica, se repite en mapas posteriores (Merino-Tomé, 2011; ICGC, 2009). El retrocabalgamiento de Tolva surge en forma de falla normal en el flanco norte del anticlinal de Tolva con una orientación media de 085,70N y con una longitud de unos 150 m. Rápidamente, el trazado describe un giro brusco de 70o hacia el W a la vez que el plano se hace vertical a lo largo de unos 50 m. Seguidamente, el plano pasa a buzar hacia el suroeste con una orientación media de 140,60S alcanzando una longitud de afloramiento de 800 m. De esta forma se diferencian tres tramos: uno primero donde el contacto es normal y la estructura pone en contacto la Fm. Calizas de Terradets (bloque superior) con el Senoniense inferior (bloque inferior); un segundo tramo con el plano vertical que pone en contacto las mismas unidades anteriores además del Senoniense inferior con los Conglomerados de Graus; y un tercer tramo donde sólo se ven afectados los Conglomerados de Graus además de poner en contacto la brecha (T1) con estos en el bloque inferior. La superposición de estos materiales tiene lugar a través de un dispositivo de rampa sobre rampa, dondela dirección de los Conglomerados de Graus en el bloque superior es de 135,25N cerca de la falla, disminuyendo rápidamente en dirección SW haciéndose horizontal a unos 300 m. Por el contrario, en el bloque inferior, estos mismos materiales aparecen con una dirección de 140,60S, y de la misma forma disminuye rápidamente en dirección NE. En el plano de falla del tercer tramo, se han diferenciado tres familias de estrías con los siguientes cabeceos: F1) 60W, F2) 46E, F3) 90, ordenadas cronológicamente. Finalizado el tramo tercero, el retrocabalgamiento desaparece para dar lugar a lo que se ha denominado como monoclinal de Sagarras. Se dirige hacia el NW con una dirección del eje muy similar a la del retrocabalgamiento de Tolva, en torno a N145E, reconociéndose a lo largo de una longitud de unos 4 km. y afectando -en afloramientoúnicamente a los Conglomerados de Graus. La carretera de acceso a Sagarras Bajas realiza un corte a esta estructura en el que se puede observar el cambio brusco de buzamiento de estos 21 materiales, pasando en 200 m –medidos perpendicularmente a la estructurade buzamientos horizontales o subhorizontales a 55N. 3.2.2 Mesoestructuras SISTEMA DE FALLAS NORMALES DEL SARRÓN Bajo esta denominación se han englobado todas aquellas fallas con una componente normal y de desgarre que únicamente se han observado en el sector occidental, afectando en afloramiento a los Conglomerados de Graus. Respecto a estas estructuras, es prácticamente nula la información bibliográfica recopilada y existente. Existe un trabajo realizado por Sancho (1990) sobre estructuras similares pero más al sur, ya en las Sierras Marginales Aragonesas y afectando incluso a materiales del Cretácico superior. MartínezPeña (1991) hace una breve mención a estas estructuras que observan tanto en los Conglomerados de Graus como en las calizas del Cretácico superior. En nuestra zona de trabajo, se distribuyen en zonas muy concretas y puntuales cercanas al núcleo del anticlinal de bloque superior de la lámina de Mediano, por lo que se han realizado dos estaciones de medida. Así, hemos denominado Estación 1 al conjunto de fallas medidas a poco más de un kilómetro al E de Torres del Obispo y Estación 3 a las medidas a 800 m. al S de Benabarre. Además se han tenido en cuenta las medidas por Martínez-Peña (1991) en un afloramiento en calizas del Cretácico superior (C24-26) al W de la localidad de Aler y a la que hemos llamado Estación 2. De esta manera, en la Estación 1 hemos reunido un total de 48 medidas localizadas en 12 planos de falla diferentes. Aquí únicamente se han observado fallas puramente normales (fig. A3.1) distribuidas fundamentalmente en dos familias: una N-S y otra NW-SE. En la familia N-S se agrupan aquellas con mayor longitud y saltos en la vertical superiores a los cuatro metros. Presentan abundantes estrías con cabeceo de 90º y escalones de recristalización que confirman el carácter normal de las mismas. Las de la familia NW-SE presentan longitudes menores y desplazamientos verticales de orden centimétrico sin llegar a superar ninguna los 50 cm. En algunas el desplazamiento es inapreciable y parecen rellenas de material fino. Además, es en esta familia donde se han reconocido algunas con carácter sinsedimentario. Los ejes de esfuerzos obtenidos se muestran en el Anexo 2, resultando un σ1 subvertical y un σ3 horizontal en dirección 273. Mientras, en la Estación 3 hemos reunido un total de 31 medidas realizadas en 15 planos de fallas distintas. En este caso, se han podido identifican en campo dos tipos de fallas: 22 unas con una clara componente normal entre las que se encuentra alguna de tipo lístrica (fig. A3.2), de pequeña longitud y desplazamientos en la vertical variables, y otras con una importante componente de desgarre en las que se han medido estrías con cabeceos de 30S incluso alguna con un componente de desgarre pura. En este segundo tipo, únicamente se han observado fallas de desgarre de tipo dextral, con planos muy verticalizados y con un trazo en “S”, que hace que determinadas zonas de la falla aparezcan rellenas de material fino. Al analizar todos los datos muestreados en el software Fsa, vemos que únicamente analiza aquellos pertenecientes a fallas normales, dejando de lado las fallas de desgarre, lo que hemos interpretado que pertenecen a fases de deformación distintas, representando entonces únicamente los datos de la fallas normales. Se ha obtenido entonces ejes de esfuerzos con un σ1 subvertical y un σ3 horizontal en dirección 043 (Anexo 2). 3.2.3 Cortes CORTE 1-1’ Se extiende desde el sur del borde la Cuenca de Graus-Tremp hasta el borde norte de las Sierras Marginales pasando por el borde occidental de la lámina del Montsec de Martínez-Peña y Pocoví (1988). Sigue una línea continua de dirección N-S que parte del sur de la Sierra de La Mellera hasta la localidad de Antenza, ya en el sur, dejando al E Tolva. El trazado es paralelo a las líneas sísmicas ND-198 (ENPASA, 1968), ND-211 (ENPASA, 1970) y SP-8 (CAMPSA, 1969), y contiene el sondeo Tolva-1 (ENPASA, 1971). La orientación de esta sección es tal que corta perpendicularmente el frente de cabalgamiento de la lámina del Montsec y el diapiro de Tolva, englobando en el bloque inferior la lámina de las Sierras Marginales. Ambas están despegadas a nivel del Triásico implicando una traslación y salto estratigráfico importante, superponiendo la serie mesozoica y terciaria sobre el autóctono del Ebro. Junto con los datos de campo, la información obtenida a partir de la sísmica de reflexión y el sondeo de Tolva se puede: 1) reconocer en la lámina del Montsec prácticamente la totalidad de la serie Triásico-Eoceno; 2) confirmar y justificar la brusca disminución hacia el sur de la serie Cretácico a través de una falla normal con buzamiento norte; 3) prolongar estas formaciones hacia el norte y parcialmente hacia la lámina de las Sierras Marginales; 4) detectar el contacto mecánico entre estas dos láminas; 5) situar el contacto entre la cobertera despegada con el autóctono del Ebro,que en la posición del sondeo de Tolva-1 se encuentra entorno a los 2650 m. de profundidad bajo el nivel del mar; 6) constatar el aumento de espesor de la Formación Pont de Suert hacia el sur, concretamente en el entorno del anticlinal de Tolva, y 7) confirmar las translocación del anticlinal de Tolva, fundamentalmente en su parte sur. 23 Figura 3.1.- Corte A-A’ del sector oriental con orientación N-S. Se observa la compleja estructura del anticlinal de bloque superior de la lámina del Montsec muy trastocado por diapirismo, así como un segundo plano de cabalgamiento algo más al norte. Además, se aprecia cómo la lámina del Montsec cabalga sobre la lámina de las Sierras Marginales, así como una reducción hacia el S de la serie mesozoica. Las unidades representadas no se corresponden con las cartografiadas, y se han agrupado en: T: Conglomerados de Graus (T2 y T3); E: Calizas de Alveolinas (E11), materiales eoceno de la Cuenca de Graus-Tremp (N) y de la Cuenca de Ager (S); C26-P: Fm. Tremp (C26-P1); C24-26: Fm. Calizas de Terradets (C24-26); C23-24: Santoniense (Cc23-24 y C23-24); C14-22: Fm Santa Fe y Fm. La Pardina (C21-22) y Cretácico inferior (C14-15); J: Malm (J3) y Lias (J11-12); K: Ofitas (O), fs. Muschelkalk (M) y fs. Keuper (K). 30  The presence of distensive structures has been detected in the Conglomerados de Graus. These structures are grouped in in N-S, E-W and NE-SW directions. Their origin is still unknown. This could be attributed to Keuper’s movements or to rifting process occurred in the western Mediterranean during the Neogene.  The presence of compresive and distensive structures in the Conglomerados de Graus could point out the existence of a transitional period from one stage to another. 31 BIBLIOGRAFÍA Alvarado, M., Coma, J. y Del Valle, J. (1959): Mapa Geológico España 1:50.000, hoja nº 289 (Benabarre). IGME, Madrid Barberá, C., Marzo, M., Reguant, S., Serra-Kiel, J., Samsó, J. M. y Tosquella, J. (1996): Estratigrafía del Ilerdiense en la región de Tremp (cuenca de Graus-Tremp, NE de España). Geogaceta, 20 (1): 73-75. Cámara, P. y Klimowitz, J. (1985): Interpretación geodinámica de la vertiente centrooccidental surpirenaica (Cuencas de Jaca-Tremp). Estudios Geológicos, 41: 391-404. Caus, E., Cornella, A. y Gómez-Garrido, A. 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Figura A3.3.- Frente activo norte del diapiro de Tolva donde se puede apreciar el abanico de la discordancia progresiva en los Conglomerados de Graus abriéndose hacia el norte (derecha).