El área investigada se encuentra en el norte de España (provincias de Burgos y Alava/Araba). Comprende las dos cuencas del Terciario de Medina de Pomar y Miranda-Treviño que están formadas por sedimentos continentales con un desarrollo de las facies muy diferenciado (fig. 1). En una zona de 900 km² se analizaron 58 perfiles con una longitud total de más de 20.000 m.
Por medio de la interpretación de fotos aéreas, análisis de microfacies, paleosuelos, paleolagos y secuencias tectosedimentarias se realizó la correlación de perfiles, se desarrolló un modelo tridimensional de sedimentación y se esclareció la evolución paleogeográfica y facial del área investigada. Estos resultados hicieron posible calcular la evolución tectónica del sur de la Cuenca Vasco-Cantábrica (levantamiento, subsidencia, halocinesis, fallas reactivadas de zócalo).
Los sedimentos de las dos cuencas representan 22 unidades de litofacies, que se pueden agrupar en 11 asociaciones de facies:
En base a la reconstrucción de la paleogeografía se pueden diferenciar 4 fases tectónicas (fig. 2). En el Eoceno Medio finaliza la subducción en la zona de Vizcaya con una colisión de tipo continente-continente entre Europa y la Peninsula Ibérica. El mar tropical de la edad Ilerdiense se retira hacia el noroeste y se instala de forma local un "floodplain" tipo "braided river" ( fig. 2-A y 2/B). Estratigrá- ficamente encima se encuentra el sinclinal periférico del diapiro de Salinas de Rosío donde se desarrolla un lago grande, profundo, endorréico y estratificado. En la zona proximal del diapiro ascendente de Salinas de Rosío se forma un "fan-delta". Finalmente se produce un aterramiento paulatino del lago (fig. 2-C). El movimiento lateral de las riberas se interpreta como halocinesis pulsátil y oscilaciones del clima (1.ª fase: halocinesis controlada por movimientos tectónicos). En las riberas domina una vegetación densa. El clima es cálido y subhúmedo.
En el límite entre el Eoceno y el Oligoceno se produce el levantamiento final de los Pirineos y simultanamente la inversión del Macizo del Ebro en una cuenca antepaís (RIBA et al. 1983). El movimiento tectónico determina las dos cuencas, causando la formación de cuencas de tipo "piggy-back". Estas se montan por cabalgamiento sobre el borde norte de la Cuenca del Ebro, que se encuentra en un proceso de ahondamiento, mientras que las capas salinas del Keuper actuan como zona de cizalla. Las sierras periféricas se levantan y pliegan. En los márgenes de las dos cuencas se forman, como mínimo, 9 abanicos aluviales que drenan transversalmente en las cuencas, y que alcanzan un espesor de hasta 1500 m (fig. 2-D). En el centro de las cuencas, al lado de los diapiros, se desarrollan sistemas fluviales que sedimentan en dirección contraria a los bordes de las cuencas (2.ª fase: 1.ª fase de levantamiento y plegamiento con movimientos continuados de larga duración).
Durante el Eoceno y Oligoceno se efectúa en la Cuenca el Ebro un cambio de clima de húmedo a semiárido/árido. En los abanicos aluviales del sur se muestra una formación más intensa de paleosue- los que en los abanicos aluviales del norte a causa de un clima más húmedo. En consecuencia se produce un levantamiento más temprano de las sierras periféricas del sur en la zona de colisión de la Cuenca del Ebro con las cuencas periféricas, y no sincrónico con respecto a las sierras del norte.
Durante el Oligoceno se desarrolla un sistema fluvial de tipo "braided river" con sedimentos "overbank" que tienen un espesor atípico muy grande que caracteriza un nivel de subsidencia muy alto. El sistema fluvial drena longitudinalmente en dirección este, paralelamente al eje de las cuencas. Se forma un "Paleoebro" que atraviesa la anticlinal ascendente de Sobrón (fig. 2-E). Solamente en el norte, encima de la falla de zócalo de Losas, se mantiene activo el abanico aluvial de Quintanilla la Ojada. En el centro de las cuencas se instalan lagos efímeros, holomictos, someros de diferentes tamaños. Los dos lagos de la Cuenca Miranda-Treviño están separados por un umbral salino. Se desarrollan pequeños lagos (charcas poco profundas de baja actividad o lagos de corriente de alta actividad) del tipo "floodplain" con una flora de oncoides y algas. El clima es semiárido.
Después de otra fase de deformación (plegamiento y levantamiento) comienza de nuevo en el Mioceno Inferior una sedimentación de grava gruesa de un espesor de hasta 250 m (3.ª fase: 2.ª fase de plegamiento y levantamiento) (fig. 2-F). Finalmente estos sedimentos sufren un movimiento tectónico y un plegamiento muy débil (4.ª fase: Mioceno Superior ?).
La diferencia entre las megasecuencias afloradas en los abanicos aluviales muestra una superposición de tectónica de compresión (con el resultado de varias fases fuertes de levantamiento en las sierras y fases de subsidencia en las cuencas), de reactivación de fallas de zócalo (falla de Losas) y de halocinesis local (diapirismo, eczemas salinos). Solamente la secuencia basal de progradación, que es notable en casi todos los abanicos aluviales, podría estar motivada por el clima. Pliegues del tipo "en-echelon" en las sierras marginales, fallas de zócalo y un estrato salinar de cizallamiento hacen suponer movimientos de desgarre en los bordes de las cuencas. En el borde sur de la Cuenca de Miranda-Treviño se desarrollan grandes fallas inversas como consecuencia de halocinesis (y movimientos de desgarre ?) a pesar de una tectónica de compresión suprarregional. La subsidencia de las cuencas resulta elevada.
En los sedimentos clásticos se pueden distinguir una gran cantidad de elementos de paleosuelos: caliche prismática, caliche laminar, caliche tipo polvo, costras ferruginosas, nódulos carbonatos, septarias, pisoides, concreciones de raíces, "root-casts", Microcodium, micritización secundaria, diferentes tipos de marmorización, distintas texturas de grietas, textura peletoidal, estructuras alveolares, "corroded grains" y "peds". Los estratos lacustres-palustres también han sufrido una modificación edáfica que se muestra con: pseudomicrokarst, Microcodium, pisoides, estructuras de "root-hair", diferentes texturas de grietas, estructuras alveolares, marmorización y estructuras prismáticas.
En toda la zona investigada se pueden diferenciar 4 sistemas de paleosuelos. Las variaciones del nivel de agua en el lago del sinclinal periférico del diapiro provoca en las orillas la primera modificación edáfica masiva. Finalmente el lago sufre un proceso de aterramiento y se forma en la "floodplain" distal el segundo sistema de paleosuelos con más de 70 horizontes de nodulos carbonatos y septarias. En la base de los abanicos aluviales, que casi siempre muestran una tendencia de granocreciente, los sedimentos sufren una modificación edáfica notable muy extendida a lo largo y ancho de las cuencas (3.er sistema de paleosuelos). Estratigráficamente encima se instalan localmente horizontes apilados de caliche con una extensión lateral de hasta 10 km (4.o sistema de paleosuelos). En la mayoría de los sedimentos "overbank" se desarrollan solamente paleosuelos inmaduros, sin est ratificación, formados en zonas inactivas de la "floodplain" distal y de los que no se puede hacer una correlación.
Es posible diferenciar varias facies de formación de paleosuelos en las limolitas, areniscas, conglomerados y calizas lacustres. En las limolitas y areniscas finas se pueden distinguir sin fallos de transición todas las diferentes fases de formación de paleosuelos, desde paleosuelos sin estratificación, con poca marmorización de color gris y colorado, hasta paleosuelos masivos de tipo caliche madura con un espesor máximo de 4 m. Sin embargo, en las areniscas gruesas y los conglomerados falta un vínculo entre paleosuelos maduros e inmaduros.
Entre el paleorelieve y las formaciones de paleosuelos existe una relación directa (fig. 3). En el centro del abanico aluvial no se puede formar un suelo a causa del elevado grado de sedimentación y de erosión. En la zona media del abanico aluvial se encuentran suelos inmaduros sin estratificación. Muy pocas veces en zonas inactivas del abanico se pueden formar horizontes de caliche masivo. En la zona periférica de un abanico aluvial se forman perfiles de caliche masivo, apilado. En el centro de la cuenca se instalan paleosuelos de gran extensión (horizontes de nódulos carbonatos, septarias y caliche maduro) que frecuentemente estan asociados con paleolagos.
En el área de investigación se pueden diferenciar suelos húmedos y semiáridos. Paleoclimáticamente se comprueba un cambio cli- mático de subhúmedo a semiárido/árido durante la época del Eoceno hasta el Mioceno.
Las foraminíferas en areniscas y conglomerados (hasta 15 % en láminas delgadas) resultan fauna marina del Terciario Inferior y del Cretácico Superior que se ha redepositado, y que no ha sido destruida a pesar de su transporte acuático por canales fluviales muy activos. La existencia de foraminíferas marinas del Cretácico Superior y Terciario Inferior en sedimentos continentales del Oligomioceno hace patente el peligro de una interpretación errónea en cuanto al tiempo y las facies de sedimentos continentales.
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