Autor: Raquel Para González

Tutores: Oscar Merino Tomé, Marta Valenzuela (Área de Estratigrafía y Sedimentología, Departamento de Geología, Universidad de Oviedo)

RESUMEN

En este trabajo se presenta un primer estudio  de  la  radiación  gamma  espectral  de  la Formación Rodiles y se utiliza las medidas obtenidas para analizar las condiciones redox durante su depósito. Se han estudiado  los afloramientos del Miembro  Santa Mera de  las playas de Vega  y  Lastres de edad Sinemuriense Superior-Toarciense  Inferior.  En  ellos  se  realizaron  sendos  logs  de  la  radiación  gamma espectral que permiten estimar el contenido en K (%), Th y U (ppm). A partir de ellos se han calculado el contenido  en  U  autigénico  (ppm) y  la  relación  U/Th  de  los  sedimentos,  que  han  sido  utilizados  como indicadores de las condiciones redox en numerosos estudios.  Se representaron en un diagrama ternario U- Th-K los valores medidos en las black shales encontradas en la sucesión para compararlas con otras black shales del Paleozoico. Los resultados obtenidos sugieren que durante el depósito de la sucesión estudiada y de las  black  shales  descritas  predominaron  las  condiciones  marinas  normales,  salvo  algunas  en  las  que dominaron condiciones disóxicas. Este resultado concuerda con las conclusiones alcanzadas por Borrego et al. (1996) a partir del análisis geoquímico de la materia orgánica, pero difiere de las interpretaciones de otros autores que sugerían condiciones anóxicas.

INTRODUCCION

Los depósitos marinos del Jurásico Inferior del N de España se depositaron en un contexto transgresivo y registran la primera invasión marina en la cuenca sedimentaria desarrollada en el margen septentrional de la Placa  Ibérica  durante  el  Mesozoico  durante  la  fragmentación  de  Pangea  (Valenzuela,  1988)  (Fig.  1).  En Asturias incluyen la Fm. Rodiles (Valenzuela et al., 1986) cuyo estudio recibió un mayor interés debido, entre otras razones, a la presencia de intervalos ricos en materia orgánica dispersa que han sido considerados como una de las posibles rocas fuente de los hidrocarburos descubiertos en los años 80 y 90 en las formaciones mesozoicas  de  la  plataforma  Asturiana  (Gutiérrez-Claverol  y  Gallastegui,  2002).  Estos  intervalos  se encuentran dentro del Mb. Santa Mera de la Fm. Rodiles, y dentro de él en edades entre el  Sinemuriense Superior al Toarciense. El Mb. Santa Mera está constituido por una ritmita margo-calcárea en la que se han reconocido varios niveles de lutitas margosas ricas en materia orgánica dispersa con elevados valores de TOC e  inclusiones  de  hidrocarburos  en  braquiópodos  articulados  (Valenzuela  et  al.,  1986;  Valenzuela,  1988; Borrego et al., 1996). Pero además del interés suscitado por el potencial como roca fuente de hidrocarburos de esta unidad, esta sucesión ha sido estudiada por otros investigadores/as para analizar su registro bioestratigráfico (Suarez Vega, 1974; Comas-Rengifo y Goy, 2010), sedimentológico y geoquímico (isótopos de C y O, elementos traza) con el fin de intentar identificar en ella eventos climáticos reconocidos en otras cuencas marinas de la misma edad y su potencial registro paleoclimático (Armendáriz et al., 2010, 2012; García Ramos et al., 2010; Bádenas et al., 2009, 2010 y 2013; Hollon, 2012).

Este trabajo tiene como objetivo el estudio del Gamma Ray espectral del Mb. Santa Mera de la Fm. Rodiles para completar los registros geoquímicos (TOC, TS y otros índices geoquímicos) publicados por autores previos (Borrego et al., 1996; Armendáriz et al., 2010, 2012, 2013; García Ramos et al., 2010; Bádenas et al., 2009, 2010 y 2013; Hollon, 2012) y analizar las condiciones de formación de las black shales presentes en ella.

SITUACIÓN GEOLÓGICA

Las sucesiones  pérmicas  y  mesozoicas  asturianas  se  disponen  discordantemente  sobre  los  materiales paleozoicos y forman parte del relleno de las cuencas extensionales formadas durante la fragmentación de Pangea y la apertura del Océano Atlántico y el Golfo de Vizcaya (Martín-Algarra y Vera, 1982). Durante el Jurásico Inferior y Medio, la cuenca en la que se acumularon se situaba entre los macizos Ibérico y Armoricano entre los dominios del Tethis y Boreal (Robles et al., en Vera, J.A. 2004) (Fig. 1A). Las formaciones jurásicas fueron agrupadas en dos grupos separados por una discontinuidad erosiva (Valenzuela et al., 1986).

El   Grupo   Villaviciosa (Hettangiense-Bajociense   Inferior),   comprende   la   Fm.   Gijón, constituida principalmente por dolomías, y la Fm. Rodiles, que es el objeto de estudio. La primera de ellas (Fm. Gijón) fue acumulada en ambientes costeros peri-mareales de plataforma carbonatada (o rampa carbonatada) en los que localmente se produjo la sedimentación de evaporitas (Valenzuela et al., 1986). Sobre ella, la Fm. Rodiles muestra el tránsito a ambientes más profundos de rampa carbonatada externa y/o cuenca y en ella se reconocen varios episodios transgresivos-regresivos (Valenzuela et al., 1986; Valenzuela et al., 1989; García-Ramos et al, 2010; Bádenas et al., 2013).

El   Grupo   Ribadesella (Kimmeridgiense)  está   compuesto   por   sedimentos   siliciclásticos   de   origen continental (relieve situado al Oeste, emergido durante la fase Neokimmérica), marino costero restringido y deltaico (abundantes icnitas  de dinosaurios). Se han establecido cuatro formaciones denominadas Fms. La Ñora, Vega, Tereñes y Lastres (Valenzuela et al., 1986).

La Fm. Rodiles (Sinemuriense Superior-Bajociense Inferior)

La Fm. Rodiles está constituida por una sucesión de margas y calizas con una potencia máxima de 170 m (Valenzuela et al., 1989) en la que se diferencian dos miembros (Fig. 1B):

-El Mb. Buerres Hettangiense-Sinemuriense tiene un espesor máximo de 30 m y está constituido por una alternancia de calizas mayoritariamente  nodulosas  y  margas,  con  presencia  de  tempestitas  calcáreas (estratificación  cruzada  hummocky  y  swalley,  ripples  de  oleaje)  y  diferentes  icnofósiles  (Chondrites, Conichnus, Planolites, Rhizocorallium jenense y R. irregulare, huellas de perforación de gusanos Trypanites y de bivalvos Gastrochaenolites) (García–Ramos et al., 1992).

-El Mb.  Santa  Mera  (Sinemuriense  Superior-Bajociense  Inferior)  tiene  hasta  140  m  de  espesor  y  está constituido por una alternancia rítmica de margas y estratos mayoritariamente tabulares de calizas (Valenzuela et al., 1986 y 1989; Valenzuela, 1988) que presentan fauna tanto nectónica como bentónica (braquiópodos, bivalvos,  ammonites,  belemnites,  crinoideos,  escamas  de  pez,  gasterópodos  y  localmente  esponjas)  y diferentes   icnofósiles   (Arenicolites,   Bergaueria,   Conichnus,   Chondrites,   Planolites,   Rhizocorallium, Thalassinoides) (García–Ramos et al., 1992). También se reconocen ciclos transgresivos-regresivos mayores que abarcan las  biozonas  JamesoniIbex,  Davoei,  Margaritatus,  Spinatum,  Tenuicostatum  y  Serpentinum (Valenzuela, 1988; Valenzuela et al., 1989; Aurell et al., 2003 y Quesada et al., 2005).

Dentro de este Mb. Santa Mera se han reconocido 7 intervalos de black shales de edad Pliensbachiense y Toarciense Inferior (Borrego et al., 1996; Aurell et al., 2003; Quesada et al., 2005) que en ocasiones presentan elevados contenidos de TOC. El último de ellos según Gómez y Goy (2000) y Rosales et al. (2001) sería correlacionable con el evento anóxico global de la base del Toarciense (Jenkyns y Clayton, 1986) y presenta menor espesor que los situados en el Pliensbachiense (Vera, 2004.Cap. 2).

Desde  el  año  2000  se  han  realizado  diferentes  estudios  en  la  Fm.  Rodiles  de  índole  sedimentológica (Bádenas et al., 2009, 2013), quimioestratigráfica (Armendáriz et al., 2010; García-Ramos et al., 2010; Hollon, 2012; Bádenas et al., 2013) y paleontológica en esta unidad (Wright et al., 2003), en los que se discuten, entre otros aspectos, el origen de la ritmicidad de esta sucesión y si ésta registra o no la existencia de cambios en la sedimentación vinculados a cambios climáticos orbitales.

METODOLOGÍA

Trabajos de campo

Se han estudiado dos secciones estratigráficas de la Fm. Rodiles en el afloramiento de la Playa de Vega (W de Ribadesella) y en el acantilado del W de la Playa de Lastres en colaboración con M. Valenzuela y O. Merino Tomé (Fig. 2). En cada sección se llevó a cabo una descripción detallada de los estratos y la toma sistemática de fotografías de cada metro de sección e imágenes de detalle de cada estrato, así como de panorámicas a partir de las cuales se describió la geometría de los estratos carbonatados, carácter de la base y muro, contenido paleontológico y bioturbación. En cada una de ellas se realizaron logs de gamma ray espectral adquiriendo medidas de la radiación gamma espaciadas 20 cm con un escintilómetro GAMMA Surveyor 1.3.1 con un detector BGO (de 150keV a 3MeV) con un tiempo de medida de 1 minuto.

En  la  sección  de  Playa  de  Vega  se  recogieron  5  muestras  de  calizas  y  1  de  black  shales  para  realizar posteriores estudios petrográficos

Trabajos de Laboratorio

Consistieron  en  el  estudio  petrográfico  de  las  láminas  delgadas  de  las  muestras  recogidas  con  un microscopio petrográfico de luz transmitida NIKON, modelo Eclipse LV 100 POL en el Área de Estratigrafía del  Departamento  de  Geología  de  la  Universidad  de  Oviedo  (UNIOVI).  Los  estudios  más  detallados  se centraron en las muestras PVE-22 y PVE-22,6 pertenecientes a la black shale I2.

Trabajos de Gabinete

Los trabajos de gabinete agruparon las tareas de tratamiento e interpretación de la información obtenida en las etapas anteriores y culminaron con la redacción de este trabajo. Incluye las siguientes tareas:

  • Representación de las columnas estratigráficas de las secciones estudiadas.
  • Análisis de los datos de Gamma Ray espectral tanto de Playa de Vega como de Lastres.
  • Representación  de  los  logs  de  contenido  en  K  (%),  Th  (ppm),  U  (ppm),  U  autigénico  (ppm),  SGR (Standard Gamma-Ray) y CGR (Computed Gamma-Ray) en unidades API (American Petroleum Institute) de cada sección.
  • Correlación de las secciones estudiadas utilizando los valores del gamma ray de K (%), U y Th (ppm). Para determinar las condiciones REDOX se utilizaron como indicadores los valores de U autigénico, la relación U/Th obtenidos a partir de las medidas del GR espectral, con los valores de TOC (Total Organic Carbon), TS (Total Sulphur) y TOC/TS de muestras recogidas en la sección de Playa de Vega y Buerres por Borrego  et  al.  (1996)  y  de  TOC  de  la  sección  de  Rodiles  por  Gómez  et  al.  (2008).  El  U  autigénico  fue determinado mediante las siguientes ecuaciones (Wingall y Myers, 1988):

U autigénico = U total – U detrítico

U detrítico = Th /3

Además, se representaron los valores de K, Th y U (API) obtenidos con el gamma ray espectral en los diferentes niveles de black shales en un diagrama ternario K-U-Th, que permite analizar las condiciones redox y comparar las black shales de la Fm. Rodiles con otras black shales paleozoicas utilizando datos publicados por Paxton et al. (2008) y Borrego et al. (2017).

El contenido en K (ppm), en Th (ppm), el SGR (suma del K y el Th gamma-ray total en unidades API) han sido utilizados como indicadores del contenido en terrígenos. Valores bajos de éstos indican sedimentos más ricos en carbonato (sedimentos más margosos o carbonatos) mientras que un contenido alto en los mismos indica una mayor proporción de terrígenos (arcilla y limo) en el sedimento y una reducción de la fracción carbonatada.  Estos  logs  indican  tendencias  similares  y  mostrando  los  valores  máximos  y  mínimos  en  los mismos niveles estratigráficos.

Finalmente,  se  analizó  la  potencial  correlación  entre  los  logs  the  GR  espectral  (U  total,  U  autigénico, relación U/Th), los valores de TOC de las muestras estudiadas por otros autores y SGR con las curvas eustáticas de Haq et al. (1988) y los ciclos transgresivo-regresivos interpretados por otros autores (Quesada et al., 2005; Rosales et al., 2006; Gómez y Goy, 2005).

FIGURA. 1. A) Situación de los continentes en el Jurásico Inferior (Blakey., 2006 ) y de la cuenca extensional del N de Iberia (modificada de Ziegler (1999) por A. Martin-Algarra et al. (2004)) (Ib, Iberia; Af, África; PR, Paleomargen Rondaide; DM, Dominio Maláguide; Ad, Adria; PNA, Paleomargen Norteafricano; PS, Paleomargen Subibérico). Situación de los afloramientos estudiados en el recuadro negro. B) Estratigrafía de la sucesión del Jurásico Inferior de Asturias con la posición de los intervalos de black shales (negro) y los ciclos transgresivo-regresivo reconocidos (T, Transgresión; R, Regresión) según Aurell et al. (2003) y Quesada et al. (2005). El intervalo estudiado en este trabajo aparece señalado en color negro.
FIGURA. 2. Panorámicas de los afloramientos estudiados con indicación de los límites de los tramos diferenciados. A) Playa de Vega. B) Lastres parte inferior-medio. C) Lastres parte medio-superior.

RESULTADOS

Estratigrafía de la Fm. Rodiles en las secciones estudiadas

a)   Sección Playa de Vega:

Tiene un total de 52 metros y abarca del Sinemuriense Superior (parte superior de la biozona Raricostatum) al Pliensbachiense Superior (biozona Spinatum, subzona Hawskerense). Esta sucesión está formada por una alternancia de margas y calizas, dispuestas de manera rítmica, que han sido divididas en  4 tramos (Fig. 2 y Fig. 3) descritos a continuación:

-Tramo 1. Abarca del metro 0 al 15 y comprende la parte superior de Raricostatum y la parte inferior y media de Jamesoni (Fig. 3). Está constituido por una alternancia rítmica de calizas y margas grises, en la que las calizas representan casi el 50% del tramo. Los estratos de calizas tienen espesores de 5 cm 35 cm y son frecuentemente ondulantes en los primeros 4-5 m del tramo y predominantemente tabulares en  el  resto  (Fig. 4A). Además,  algunos  estratos  son  discontinuos.  Las  margas  suelen  presentar bioturbación y frecuentes braquiópodos y belemnites  (Fig. 4B y 4C). El contenido en terrígenos y la abundancia de margas aumenta hacia el techo del tramo tal y como indican los logs del K, Th y SGR.

Tramo 2. Abarca del metro 15 al 26,1 y comprende la parte alta de Jamesoni y la basal de Davoei (Fig. 3). Está constituido por una alternancia de calizas y margas, en la que las calizas representan menos del 40%. Los estratos de calizas tienen espesores de 7 cm a 30 cm, siguen siendo en su mayoría tabulares, de base y/o techo irregular en algunos casos y ocasionalmente discontinuos (Fig. 4D y 4E). Las margas suelen presentar bioturbación, frecuentes belemnites y algunos braquiópodos. Destaca el aumento en la proporción de calizas en los dos últimos metros del tramo (60%-40%). El contenido en arcilla y limo es generalmente superior al  del  tramo 1 tal  y como indican los logs del K, Th y  SGR, pero descienden significativamente en la parte superior de este tramo.

Tramo 3. Abarca del metro 26,1 al 44,8 (Fig. 3) y comprende la parte inferior de Davoei hasta la parte  superior  de  Margaritatus  (Fig.  4G  y H).  Está formado  por una alternancia  de calizas  y margas representando las primeras un 30%. La mayoría de los estratos de caliza son continuos lateralmente y presentan  geometría  relativamente  tabular,  con  espesores  de  5  a  60  cm  con  base  y/o  techo  planos  a ondulantes, y en menor proporción discontinuos. Las margas presentan en general poca bioturbación y una  menor  cantidad  de  belemnites  y  ammonites.  Hasta  la  mitad  del  tramo  apenas  se  observaron braquiópodos. El contenido en terrígenos es relativamente elevado a lo largo del tramo, pero desciende progresivamente cerca del techo a la par que asciende el contenido en U.

Tramo  4.  Abarca  desde  el  metro  44,8  al  52,9  y  comprende  la  parte  superior  de  la  biozona  de Margaritatus y la biozona Spinatum (Fig. 3). Está formado por una alternancia de calizas y margas en la que las calizas vuelven a representar el 50%. Los estratos de calizas tienen un espesor de 5 a 40 cm y dominan los estratos nodulosos con base y/o techo ondulantes, a veces discontinuos. Las margas suelen presentar bioturbación y frecuentemente belemnites, pectínidos, muy pocos  braquiópodos y algunos ostreidos y fragmentos vegetales. Tanto el contenido en terrígenos como en U desciende a lo largo de tramo.

FIGURA. 3. Columna estratigráfica de la sección de Playa de Vega en la que se indica la posición de las muestras de las secciones Playa de Vega (muestras P) y Buerres (muestras B) estudiadas por Borrego et al. (1996) y los logs del Gamma Ray espectral del contenido en K (%) y U (ppm), Th (ppm), SGR y CGR (unidades API) (ver leyenda en Figura 5). Los límites de las biozonas y subzonas de ammonoideos corresponden a Gómez et al. (2008). Se indica además la numeración de los estratos de caliza realizada por García- Ramos et al. (2010) y Bádenas et al. (2010). Los intervalos de black shales de la sucesión se remarcan en color lila con la nomenclatura usada para denominarlos en este estudio.
FIGURA. 4. Imágenes de afloramiento de la Formación Rodiles en la sección de Playa de Vega (PVE): A) Imagen de los estratos del tramo 1 en el que la proporción de calizas-margas está próxima al 50%. B) Fotografía de un estrato de margas del tramo 1 en el que los braquiópodos son el fósil dominante. C) Bioturbación de Chondrites en un estrato de margas del tramo 1. D) Imagen del tramo 2 con una proporción de caliza-marga aproximada de 40%-60%. E) Imagen de afloramiento de estructuras cone in cone en la blackshale I1 (tramo 2). F) Microfotografía de un nivel de cone in cone alrededor de una concha de braquiópodo mostrando abundantes cristales de pirita (Py) (muestra PVE-22 (x20), Black shale I1. G) Imagen del Tramo 3 en la que la proporción de caliza-marga es próxima a 30%-70%. H) Imagen de la blackshale M1 (tramo 3).

En la sección se reconocen seis intervalos de espesor decimétrico de lutitas margosas y margas oscuras que han sido descritos como black shales por otros autores (Aurell et al., 2003; Quesada et al., 2005; Borrego et al., 1996; Armendáriz et al., 2010; García-Ramos et al., 2010; Bádenas et al., 2013; Comas-Rengifo y Goy, 2010; Gómez et al., 2016) y que en este trabajo se denominarán de la siguiente manera:

-J1. Se encuentra entre los metros 7 y 7,6 (tramo 1, biozona Jamesoni). Está compuesto por margas oscuras con gran cantidad de braquiópodos que a veces contienen hidrocarburos en su interior y valores de TOC de hasta 2,30% (Borrego et al., 1996).

-J2. Comprende del metro 13,8 al 15,5 (tramo 1, biozona  Jamesoni). Presenta valores de TOC de 6,40% (Borrego et al., 1996).

-I1. Abarca el intervalo comprendido entre los metros del 21,7 al 23,1 (tramo 2, biozona Ibex). Se caracteriza por presentar un color oscuro, bioclastos con inclusiones de hidrocarburos, frecuentemente piritizados. Las calizas intercaladas son de color gris oscuro a negruzcas y también presentan laminación paralela. Las muestras estudiadas por Borrego et al. (1996) procedentes de este intervalo presentan valores de  TOC  de  hasta  6,51%.  Las  muestras  estudiadas  (PVE-22  y  PVE-22,6)  contienen  abundantes braquiópodos, los cuales generan una laminación aparente, y estructuras de tipo cone in cone y abundantes cristales de pirita en su mayoría cúbicos (Fig. 4E y F).

-I2. Comprende del metro 24 al 25 (tramo 2, biozona Ibex). Presenta las mismas características que el intervalo I1 y el contenido en TOC alcanzan valores de 4,71% (Borrego et al., 1996).

-M1. Abarca los estratos comprendidos entre los metros 35,4 y 36,2 (tramo 3, biozona Margaritatus). Este nivel presenta unos términos de caliza parecidos a los encontrados en I1 e I2, grises oscuros con laminación paralela (García-Ramos et al., 2010) pero de menor espesor y no dentro de la black shale. La zona central es más oscura y el contenido fósil está concentrado en la base y el techo. Laminación poco marcada.

-M2. Comprende los metros del 40,8 al 41,8 (tramo 3, biozona Margaritatus). Las calizas en los límites y dentro del intervalo presentan las mismas características que M1.  El color es gris oscuro en todo el intervalo y el contenido fósil es creciente hacia techo. Laminación poco marcada.

b)   Sección Playa de Lastres:

Tiene un espesor total de 17 metros y abarca desde el Pliensbachiense Superior, parte superior de la biozona Margaritatus  (subzona   Gibbosus),   hasta   el   Toarciense   Inferior,   biozona   Serpentinum   (final   subzona Elegantulum) (Fig.2 y Fig. 5). En ella se diferencian los siguientes tramos:

-Tramo 1.  Abarca desde el metro 46,8 al metro 52,9 (Fig. 5) y comprende de la parte alta de la biozona Margaritatus hasta la base de la biozona de  Tenuicostatum. Está constituido por calizas wackestone- packstone en estratos nodulosos con intercalaciones de margas grises que presentan los mismos rasgos que el tramo 4 de la sección de Playa de Vega (Fig. 6A, B y C).

Tramo 2. Abarca desde el metro 52,9 al metro 54,3 (Fig. 5) y comprende de la parte baja a la media de la biozona de Tenuicostatum. Está formado por una alternancia de calizas gris claro y margas grises al 50%. Los estratos de caliza presentan espesores de 5 cm a 10 cm y dominan los estratos tabulares y discontinuos  ondulantes  (Fig.  6D  y  E).  Las  margas  presentan  poca  bioturbación  y  frecuentemente belemnites y muy escasos pectínidos en la base. Se observa un ascenso rápido de los terrígenos reflejado en un aumento de los contenidos crecientes de K  y Th  mientras que el U se mantiene prácticamente constante.

Tramo 3. Abarca del metro 54,3 al 62 (Fig. 5) y comprende la parte alta de Tenuicostatum hasta la mitad de Serpentinum(Fig. 6F, G y H). Está formado por una alternancia de margas y calizas ocupando las primeras más del 70%. Los estratos de calizas presentan un espesor de 10 cm a 30 cm, en su mayoría tabulares y muy pocos discontinuos. Las margas presentan solo un nivel de bioturbación, en el inicio un cambio de color de gris a ocre y luego a gris claro y sin contenido fósil (Fig. 6H). Se observa el punto máximo en los terrígenos correspondiéndose con un pequeño pico en el U, pero no significativo. Entre el metro  55  y  el  56  existe  un  intervalo  de  lutitas  bituminosas  laminadas  de  colores  ocres  (Fig.  6G) interpretado como black shales por otros autores (Gómez et al., 2008) y que en este estudio se denomina T1. Dicho nivel en la sección estudiada por Gómez et al. (2008) en la Playa de Rodiles muestra valores de TOC de hasta el 3,2%.

FIGURA. 5. Columna estratigráfica de la sección de Playa de Lastres en la que se indica la posición de las muestras de TOC analizadas por Gómez et al. (2008) y los logs del Gamma Ray espectral del contenido en K (%) y U (ppm), Th (ppm), SGR y CGR (unidades API)). Los límites de las biozonas subzonas de ammonoideos corresponden a Gómez et al. (2008). Los intervalos de black shales de la sucesión se remarcan en color lila con la nomenclatura usada para denominarlos en este trabajo.
FIGURA. 6. Imágenes de la Fm. Rodiles en la sección de Lastres (LA): A) Foto de los estratos del tramo 1 con una proporción caliza- marga 70%-30%. B) Fotografía de un pectínidos y belemnites (Tramo 1). C) Imagen de un ostreido en un estrato de margas del tramo 1. D) Estratos del tramo 2 donde la proporción caliza-marga es de alrededor del 40%-60%. E) Fotografía de un belemnite en un estrato de calizas del tramo 2. F) Fotografía del tramo 3 en el que la proporción de calizas es de un 20%. G) Imagen de las blackshales T1 dentro del tramo 3. Presenta colores ocres y no hay fósiles visibles. H) Detalle de las margas del tramo 3.

DISCUSIÓN

Indicadores de condiciones REDOX.

Existen numerosos indicadores de condiciones REDOX en sedimentos. En este estudio se ha utilizado por primera vez el U autigénico y la relación U/Th y los contenidos en K, Th y U estimados a partir de las medidas del GR espectral para investigar las condiciones REDOX en la Fm. Rodiles. Los resultados de este análisis se comparan además con los estudios realizados previamente por Borrego et al. 1996 que analizan la relación entre el TOC/TS y otros biomarcadores.

El U es un buen indicador de las condiciones redox y ha sido también utilizado como indicador de etapas de sedimentación condensada (Paxton et al., 2008). Es un elemento químico soluble por aguas meteóricas y marinas  en  condiciones  óxicas  y  cuya  abundancia  en  los  sedimentos  acumulados  en  ambientes  marinos normales es escasa. En cambio, a medida que disminuye el O2 disuelto en las aguas pueden formarse minerales autigénicos de U, con frecuencia asociados a materia orgánica y/o fosfatos (Wingall y Myers, 1988). Jones y Manning  (1994),  establecieron  los  valores  de  U  autigénico  y  la  relación  U/Th  de  sedimentos  lutíticos acumulados en condiciones óxicas, disóxicas y anóxicas. Según estos autores, contenidos de U autigénico inferiores a 5 ppm indican condiciones óxicas, entre 5 y 12 ppm disóxicas y mayores de 12 ppm anóxicas. En el caso de la relación U/Th, valores menores de 0,75 ppm indican condiciones óxicas, entre 0,75-1,25 ppm disóxicas, y mayores de 1,25 ppm mostraría condiciones anóxicas.

En la parte estudiada de la Fm. Rodiles, el contenido en U, U autigénico y la relación U/Th (Fig. 7) muestra una tendencia similar y, salvo en el caso del nivel J1, presentan picos que coinciden con los intervalos de black shales descritos por los autores previos (Aurell et al., 2003; Quesada et al., 2005; Borrego et al., 1996; García- Ramos et al., 2010 y Bádenas et al., 2013) (Fig. 7), donde generalmente se localizan las muestras con mayores contenidos de TOC analizadas por Borrego et al. (1996) y Gómez et al. (2008): 1) black shale R de la sección de Playa de Vega (biozona de Raricostatum); 2) black shale J1 (biozona Jamesoni); 3) black shale J2 (biozona Jamesoni); 4) black shales I1 e I2 (biozona de Ibex); 5) black shale M1 (biozona de Margaritatus); 6) black shale  M2  (biozona  de  Margaritatus)  y  7)  black  shale  T1  (biozona  Tenuicostatum)  (Fig.  7).  Los  valores mínimos  tanto del  U autigénico como  de la  relación U/Th  se  encuentran en los metros 0-2,5  (biozona de Raricostatum),  8-14  (biozona  Jamesoni),  27,5-32  (biozonas  de  Davoei  Margaritatus),  36-40  (biozona Margaritatus) y 50-62 (biozonas Spinatum, Tenuicostatum y Serpentinum). Por otro lado, cabe destacar que en los estratos del Toarciense (cogiendo la parte superior de la biozona Spinatum (Pliensbachiense Superior)hasta el final de la biozona Serpentinum) los valores de U y U/Th son significativamente inferiores a los del Pliensbachiense.

FIGURA. 7: Columna estratigráfica compuesta de las secciones de Playa de Vega y Lastres realizada a partir de la correlación de las secciones y logs de GR espectral con los indicadores de condiciones REDOX utilizados en este estudio : log de U total y U autigénico (ppm) y relación U/Th, y el CGR (API) como indicador del contenido en terrígenos de los sedimentos. Se representan además los valores de TOC de muestras estudiadas por autores previos (Borrego et al., 1996 y Gómez et al., 2008), la curva eustática de variación del nivel del mar (Haq et al., 1988) y los ciclos transgresivo-regresivos reconocidos a nivel global (Haq et al., 1988) y en la cuenca (Quesada et al., 2005 y Rosales et al., 2006; Gómez y Goy, 2005). Los intervalos de black shales de la sucesión se remarcan en color lila junto con el nombre asignado en este trabajo.

Los valores del U autigénico son inferiores a 5 ppm a lo largo de toda la sección salvo entre el metro 3-4 (techo de la biozona de Raricostatum, nivel R), en las black shales I1, I2 y M1 y en tres puntos en la parte alta de las biozonas de Subnodosus y Gibbosus, pero nunca superando los 7 ppm. A partir de estos resultados se puede interpretar que: a) el depósito de la Fm. Rodiles se produjo principalmente en condiciones marinas normales con una mejor oxigenación del fondo durante el Toarciense; y b) que algunas de las black shales de la Fm. Rodiles se acumularon  en  condiciones  marinas  normales  (J1,  J2,  M2  y  T1)  y otras en condiciones ligéramente  disóxicas  (I1,  donde  se observaron  estructuras  cone  in  cone,  e  I2  y  M1).  Esta  interpretación  parece  contradecir  los  valores  de  la relación U/Th, los cuales son superiores a 1,4 en todas las black shales (Fig. 7) sugiriendo que éstas se habrán acumulado en condiciones euxínicas. Sin embargo, los valores de la relación U/Th son generalmente elevados en toda la sección, siendo significativamente mayores que los esperados para lutitas sin carbonatos, para las que se establecieron los valores límite de los campos marino normal, disóxico y anóxico (Jones & Manning, 1994; Dudek y Klaja, 2016), debido a que una parte del sedimento está formado por carbonatos (Fig. 7). Así, algunos de los picos como el del metro 47,3 (biozona Spinatum) se alcanzan valores de hasta 1,6 que coinciden con intervalos de composición carbonatada y con contenidos muy bajos de K y Th y valores mínimos de SGR.

Los contenidos de K, Th y U en unidades API de las black shales de la Fm. Rodiles representados en un diagrama ternario K-U-Th se proyectan en los campos correspondientes a las condiciones óxicas, y sólo dos medias de la black shale R, una de la I1 y otra de la M1 aparecen representadas dentro del campo disóxico, aunque próximas al límite de los campos óxico-disóxico. Al comparar los datos obtenidos en las black shales estudiadas con las de otras black shales del Devónico de EE. UU. y la Fm. Vegamián (Carbonífero de la Zona Cantábrica) (Fig. 8) se observa que todas ellas se disponen a la derecha del black shale standard de Quinby- Hunt et al. (1989) lo que indica que las black shales estudiadas se formaron bajo condiciones más oxigenadas que aquellas consideradas como estándar. Al comparar las black shales de la Fm. Rodiles respecto a algunas blackshales paleozoicas de EE. UU. (Paxton et al., 2008)  y la Fm. Vegamián (Borrego  et al., 2017)  cabe destacar que muchas de las medidas de la Fm. Rodiles se proyectan sobre los campos de la Fm. Vegamián (Carbonífero) y Caney Shale, pero siempre en la parte derecha de dichos campos. Por otro lado, es interesante ver lo contrarias que son a las Woodford Shale y lo poco que coinciden con Excello Shale.

Los resultados obtenidos en este trabajo son coherentes con los resultados obtenidos por Borrego  et al. (1996) quienes indicaban que el alto contenido en TOC, TS, componentes aromáticos, Pr/n-C17, Phy/n-C18 y un  bajo  contenido  en  la  relación  Pr/Phy  y  CPI de  las  black  shales  J1, J2  e  I1  se  debía  al  predominio  de condiciones óxicas del medio junto con la acción de episodios de rápido enterramiento de la materia orgánica en los sedimentos, lo que facilita su preservación. Así las relaciones TOC/TS de  las  muestras  analizadas  por  Borrego  et  al.  (1996)  se  proyectan  en  el  campo  correspondiente  a  las condiciones marinas normales, si bien las del nivel I1 se aproximan al campo euxínico (Fig. 9). Estos resultados contradicen  algunas  interpretaciones  realizadas  por  autores  previos  y  basadas  en  observaciones  de  índole sedimentológica (García-Ramos et al., 2010; Bádenas et al., 2010 y Armendáriz et al., 2010) que sugerían que durante el depósito de las black shales dominaron las condiciones anóxicas.

Variaciones de las condiciones REDOX con las fluctuaciones del nivel del mar

Al comparar  los perfiles de U y U/Th con la curva eustática del nivel del mar publicada por Haq et al. (1988) y los ciclos transgresivos y regresivos del noroeste de España (Quesada et al., 2005 y Rosales et al., 2006) y la Cuenca Ibérica (Gómez y Goy, 2005) se observa que con frecuencia los valores más elevados coinciden con etapas de mar alto o transgresiones (Fig. 7). Los picos en la relación U/Th, correspondientes a parte de las black  shales,  se  concentran  en  los  periodos  de  subida  del  nivel  del  mar  (J1,  J2, I1 M1  y  T1)  y  máxima inundación (I1) globales o de la cuenca Vasco-Cantábrica.

Variación de la fracción terrígena del sedimento

El contenido en sedimentos terrígenos de las sucesiones pelágicas y hemipelágicas depende de 3 factores: 1) el aporte de terrígenos; 2) el aporte de carbonato durante la sedimentación (por organismos bentónicos o de hábito nectónico/planctónico y de micrita y o cementos marinos) o durante la diagénesis y 3) la sedimentación de otros componentes no terrígenos. Mientras que los aportes terrígenos en una cuenca marina generalmente suelen estar condicionados  por  las  variaciones  del  nivel  del  mar  y  el  clima,  las  tasas  de  acumulación  de carbonato o de otros componentes puede responder a otros factores diferentes como la productividad orgánica y la diagénesis. Así, si la producción carbonatada fuese constante, sería esperable que las regresiones estén acompañadas por un aumento en el contenido en terrígenos y las transgresiones con un descenso en terrígenos.

FIGURA. 8: Representación de los contenidos de K, U y Th en unidades API de los diferentes niveles de blackshales de la Fm. Rodiles en un diagrama ternario K-U-Th en el que se han representado los campos donde se proyectan las medidas realizadas en otras black shales paleozoicas de EE. UU. y de la Formación Vegamián (Paxton et al., 2008 y Borrego et al., 2017)). En el triángulo se diferencian los campos correspondientes a las condiciones anóxicas, disóxicas y óxicas.
FIGURA. 9: Representación de las muestras de las secciones de Playa de Vega y Buerres estudiadas por Borrego et al. (1996) proyectadas en un gráfico TOC vs TS en el que se delimitan los campos correspondientes a las condiciones marinas normales y euxínicas (según Leventhal, 1995). Los colores dados de los puntos corresponden a los asignados a las blackshales en la Fig. 8 a excepción de los puntos de color azul claro que corresponden a las muestras de Borrego et al. (1996) recogidas fuera de los intervalos de blackshales.

En relación con los datos obtenidos a partir del gamma ray, tanto el contenido en K como en Th, permiten determinar que un aumento en la fracción arcillosa del sedimento se corresponde a su vez a un descenso en la proporción aproximada de carbonato. Por otra parte, mediante la comparación del CGR con la curva del nivel eustático (Fig. 7), se observa una tendencia similar en ambas lo que muestra un aumento de los terrígenos a la par que sube el nivel del mar. Observando la curva del CGR se aprecia que los valores bajos, que indican un descenso en la fracción terrígena del sedimento y un aumento de la fracción carbonatada, suelen corresponder a etapas en las que el nivel eustático del mar estaba bajo. Por el contrario, durante las etapas de subida del nivel del mar y mar alto frecuentemente aumentan los terrígenos y disminuyen los carbonatos.

CONCLUSIÓN

El estudio de la radicación gamma espectral de la Fm. Rodiles en los afloramientos de Playa de Vega y de Lastres ha permitido correlacionar con precisión ambas secciones y elaborar una sección compuesta que abarca desde las biozonas Raricostatum a Serpentinum.

Los valores de U autigénico, la relación U/Th, y los contenidos en U, Th y K en unidades API reasentados en un diagrama ternario U-Th-K  sugieren un predominio de las condiciones óxicas o marino normales durante la formación de la sucesión estudiada incluyendo la mayoría de los intervalos de black shales descritos en esta unidad.  Estos  resultados  coinciden  con  las  interpretaciones  realizadas  por  Borrego  et  al.  (1996)  pero contradicen aquellas aportadas por autores como García-Ramos et al. (2010), Gómez et al. (2008), Bádenas et al.  (2010)  y  Armendáriz  et  al.  (2010),  los  cuales,  sostienen  que  durante  la  formación  de  las  black  shales dominaron las condiciones anóxicas. En particular, el escaso contenido en U autigénico de la black shale T1 que algunos autores han correlacionado con el evento anóxico global del Toarciense (Gómez et al., 2008) indican el predominio de las condiciones óxicas durante el depósito.

AGRADECIMIENTOS

Agradezco a mis tutores Oscar Merino Tomé y Marta Valenzuela (Area de Estratigrafía y Sedimentología, Universidad de Oviedo) la gran oportunidad que me han dado al poder realizar este trabajo además del tiempo que me han dedicado y su paciencia conmigo. A Iván Díaz García (Doctorando de Oscar Merino Tomé) por todos los consejos que me ha dado. A Ester Boixereu i Vila (Dirección de Investigación en Recursos Geológicos) y Idoia Rosales (revisora del trabajo) por su atención y ayuda durante la revisión. A Agustín Pedro Pieren Pidal (Vocal del Ilustre Colegio Oficial de Geólogos en Madrid) por notificarme la oportunidad de realizar esta publicación. Y finalmente, al Ilustre Colegio Oficial de Geólogos por haberme otorgado este premio que me ha permitido publicar en su revista.

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