Mapa topográfico de los Pirineos, la cuenca de Tremp-Graus se encuentra justo al sur del lago al sureste de Andorra. El Montsec es visible como una cresta marrón que corre de este a oeste.Paleogeografía de Europa en el MaastrichtianoPanorama de las diferentes unidades y yacimientos fósiles de la Formación Tremp
La cuenca de Tremp evolucionó hasta convertirse en una depresión sedimentaria con la ruptura de Pangea y la expansión de las placas norteamericana y euroasiática en el Jurásico Inferior . El rifting entre África y Europa en el Cretácico Inferior creó la microplaca ibérica aislada , donde la cuenca de Tremp se encontraba en la esquina noreste en un régimen tectónico de cuenca de trasarco . Entre el Albiano medio y el Cenomaniano inferior , se desarrolló una serie de cuencas de separación , produciendo una discordancia local en la cuenca de Tremp. Una primera fase de compresión tectónica comenzó en el Cenomaniano, que duró hasta finales del Santoniano , alrededor de 85 Ma, cuando Iberia comenzó a rotar en sentido antihorario hacia Europa, produciendo una serie de cuencas piggyback en el sur del Prepirineo. Una fase posterior tectónicamente más tranquila proporcionó a la Cuenca de Tremp una secuencia de carbonatos marinos de menor profundidad hasta el momento de la deposición de la Formación Tremp, en la sección inferior todavía marginalmente marina, pero volviéndose más continental y lagunar hacia la parte superior.
Poco después de la deposición de la Formación Tremp, el cabalgamiento de Boixols, activo al norte de la Cuenca de Tremp y representado por el anticlinal de Sant Corneli, inició una fase de inversión tectónica, colocando rocas del Santoniano superior sobre la parte superior de la Formación Tremp del norte. La fase principal de movimiento de otra falla de cabalgamiento importante, el Montsec al sur de la Cuenca de Tremp, no ocurrió antes del Eoceno Inferior. Posteriormente, la Cuenca de Tremp occidental fue cubierta por gruesas capas de conglomerados, creando una cuenca de antepaís puramente continental, una tendencia que se observó hacia el oeste en las cuencas de antepaís vecinas de Ainsa y Jaca.
Se ha informado de un rico y diverso conjunto de fósiles de la formación, entre los que se encuentran más de 1000 huesos de dinosaurios , huellas que datan de hasta solo 300.000 años antes del límite Cretácico-Paleógeno y muchos huevos bien conservados y sitios de anidación in situ , repartidos en un área de 6.000 metros cuadrados (65.000 pies cuadrados). Múltiples especímenes y géneros y especies recientemente descritos de crocodilianos , mamíferos , tortugas , lagartos , anfibios y peces completan el rico conjunto de fauna vertebrada de la Formación Tremp. Además, en la Formación Tremp se encontraron almejas de agua dulce a salobre como Corbicula laletana , bivalvos de Hippurites castroi , gasterópodos, restos de plantas y cianobacterias como Girvanella . El paleoambiente único, la geología bien expuesta y la importancia como patrimonio nacional han dado lugar a propuestas para designar la Formación Tremp y su región como sitio geológico protegido de interés desde 2004, al igual que el parque geológico de Aliaga y otros en España. [3]
Debido a la exposición, la interacción de la tectónica y la sedimentación y el acceso, la formación se encuentra entre las unidades estratigráficas mejor estudiadas de Europa, con muchas universidades realizando trabajo de campo geológico y geólogos profesionales estudiando las diferentes litologías de la Formación Tremp. Los abundantes hallazgos paleontológicos se exhiben en los museos locales de ciencias naturales de Tremp e Isona , donde se han establecido programas educativos que explican la geología y paleobiología del área. En 2016, la Cuenca de Tremp y las áreas circundantes fueron presentadas para convertirse en un Geoparque Global , [4] y el 17 de abril de 2018, la UNESCO aceptó esta propuesta y designó el sitio Geoparque Global Conca de Tremp-Montsec. [5] España alberga el segundo mayor número de Geoparques Globales del mundo, después de China. [6]
Etimología
La Formación Tremp fue definida y nombrada en 1968 por Mey et al., al igual que la Cuenca de Tremp en honor a la ciudad prepirenaica de Tremp . [7] Las diversas subdivisiones de la formación o alternativamente llamadas grupo, reciben el nombre de los pueblos, ríos, cañones y colinas de la cuenca. [8] [9]
Descripción
Capas rojas de la Formación Tremp a lo largo de la carreteraAreniscas de estratificación cruzada de la Formación Tremp
La Formación Tremp es una unidad sedimentaria marginalmente marina a fluvial a lacustre y continental con un espesor que varía entre 250 y 800 metros (820 y 2.620 pies). [10] La formación se encuentra en la Cuenca de Tremp-Graus, una cuenca piggyback encerrada por el anticlinal de Sant Corneli en el norte, el cabalgamiento de Boixols en el noreste, el cabalgamiento de Montsec en el sur y la Formación Collegats en el oeste. [11] [12] La Cuenca de Tremp-Graus limita con la Cuenca de Ainsa al oeste y la Cuenca de Àger al sur. [13] La cuenca se subdivide en cuatro áreas sinclinales, de este a oeste Vallcebre, Coll de Nargó, Tremp y Àger. [14] Mientras que en Benabarre , la Formación Tremp se superpone a la Formación Arén , en Fontllonga la formación reposa sobre la Caliza de Les Serres. [15] La formación es parcialmente equivalente lateralmente con la Formación Arén. [16] La Formación Tremp está estratigráficamente superpuesta por la Formación Àger del Paleógeno tardío, localmente llamada Ilerdiense, y la Caliza Alveolina, [17] aunque en muchas partes de la Cuenca de Tremp la formación está expuesta y cubierta por aluvión .
La edad de inicio de la Formación Tremp se ha establecido sobre la base de la presencia de Abathomphalus mayaroensis , un foraminífero planctónico indicativo de la última edad Maastrichtiana de la formación. [19] La sección inferior de la formación en el sitio Elías ha sido datada en 67,6 Ma, [20] mientras que la parte superior de la Formación Tremp, en la porción occidental de la cuenca cubierta por la Caliza Alveolina, [21] llamada así debido a la abundancia de Alveolina , se establece en 56 Ma. [22]
En el lado norte de la Zona Axial de los Pirineos, en la zona subpirenaica francesa y la Plataforma Aquitana de la cuenca de antepaís que bordea la cordillera, las unidades estratigráficas equivalentes en el tiempo de la Formación Tremp son la Formación Mas d'Azil y la Formación Marnes d'Auzas para el Maastrichtiano más tardío, la Formación Entonnoir para el Daniense y el Grupo Rieubach correlacionado con la porción Thanetiense de la Formación Tremp. [23]
Subdivisiones
Estudios realizados en la década de 1990 describieron la Formación Tremp, también llamada Garumniano ( en español : Garumniense de Tremp ), [24] [25] como un grupo con una subdivisión en: [12]
Formación Claret
Etimología - Claret
Sección tipo - a lo largo de la carretera 1311 [26]
Espesor: hasta 350 metros (1.150 pies)
Litologías: lutitas de color ocre a rojo, capas de yeso y areniscas y conglomerados intercalados.
Ambiente deposicional: marino de transición a continental
Miembro de La Guixera
Etimología - La Guixera
Sección tipo - Mongai [26]
Espesor: 60 a 350 metros (200 a 1.150 pies)
Litologías: capas de yeso alternadas con lutitas, areniscas y conglomerados.
Ambiente deposicional - depósitos lacustres evaporíticos en épocas de retrogradación de abanicos aluviales [27]
Formación Esplugafreda
Conglomerados entrecruzados de la Formación Tremp
Etimología - Cañón de Esplugafreda
Tramo tipo - Barranco de Esplugafreda, en el valle del río Ribagorçana al este de Areny de Noguera [9]
Espesor: 70 a 350 metros (230 a 1.150 pies)
Litologías: lechos rojos continentales; lutitas, areniscas y conglomerados.
Una subdivisión alternativa utiliza el Garumniano Gris en la base, cubierto por el Garumniano Rojo Inferior y la Caliza de Vallcebre en la parte superior. [32] La caliza de Vallcebre es lateralmente equivalente a otra unidad descrita, la Caliza de Suterranya. [33] Pujalte y Schmitz en 2005 definieron otro miembro, el Conglomerado Claret, como representativo de un estrato conglomerático dentro de la Formación Claret. [2]
En 2015, se asignó una nueva unidad a la sección superior del Cretácico del Grupo Tremp, cerca de la cima del Garumniense Rojo Inferior. La serie de 7 metros (23 pies) de espesor de areniscas de grano grueso litológicamente maduras y microconglomerados ricos en feldespatos se ubica de 7 a 10 metros (23 a 33 pies) por debajo de la Caliza de Vallcebre del Daniense y se denominó Arenisca Reptil. [34]
Evolución tectónica
Sección transversal de los Pirineos, la Cuenca de Tremp-Graus se sitúa a la izquierda en la Zona Pirenaica SurSección transversal regional de sur (izquierda) a norte (derecha) que muestra la cuenca intermedia entre el cabalgamiento del Montsec en el sur y el cabalgamiento de Boixols en el norte, dibujo de Josep Anton MuñozVista oeste-este del límite norte de la Cuenca de Tremp-Graus. El cabalgamiento de Boixols colocó calizas del Santoniano superior sobre la Formación Tremp del Maastrichtiano más reciente. Dibujo de Josep Anton MuñozVista desde el sur de la parte central de la Cuenca de Tremp-Graus con Sant Corneli en primer plano al fondoVista desde el norte de la parte central de la Cuenca de Tremp-Graus con el Montsec al fondoVista desde el oeste de la cuenca de Tremp-Graus con el cabalgamiento de Boixols y el anticlinal al fondo
La cuenca de Tremp se formó en la esquina noreste de la placa Ibérica , una microplaca que existía como un bloque tectónico separado entre las placas euroasiática y africana desde la orogenia hercínica que formó el supercontinente Pangea . La apertura progresiva del océano Atlántico entre las Américas y primero África, luego Iberia y finalmente Europa, causó grandes movimientos diferenciales entre estos continentes, [35] con tectónica extensional que comenzó en el Jurásico Temprano con la apertura del océano Neotetis entre el suroeste de Europa y África. [36] Durante este período, las evaporitas se depositaron en las cuencas de rift, [37] más tarde en la historia tectónica convirtiéndose en importantes superficies de desprendimiento para los movimientos de compresión. [38] La fase de extensión continuó hasta el Cretácico Temprano cuando la placa Ibérica comenzó a moverse en sentido antihorario para converger con la placa euroasiática. [39]
Cuenca de arco posterior
Aproximadamente desde finales del Berriasiano hasta finales del Albiano (hace entre 120 y 100 millones de años), la placa ibérica era una isla aislada, separada del sur de Francia actual por un mar mayoritariamente poco profundo con un canal pelágico más profundo entre las costas suroccidental euroasiática y nororiental ibérica. La zona actual de los Pirineos, con una superficie de 1.964 kilómetros cuadrados (758 millas cuadradas), en esa época era mucho mayor debido a los diversos episodios de fuerzas tectónicas compresivas y el consiguiente acortamiento posterior. La cuenca de Tremp, también llamada cuenca de Organyà, fue el depocentro de sedimentación durante finales del Cretácico Inferior, mostrando un espesor sedimentario vertical estimado de 4.650 metros (15.260 pies) que comprendía principalmente margas y calizas hemipelágicas, [40] depositadas en un entorno de cuenca de trasarco con fallas normales paralelas al eje pirenaico, [41] y atravesadas por fallas transversales, que separaban las diversas minicuencas de oeste a este. Estas minicuencas mostraron una tendencia a la profundización desde el Golfo de Vizcaya hasta el Mediterráneo. [36] [42] [43]
Al final de la formación de la cuenca de trasarco, alrededor de 95 Ma, se desarrolló un metamorfismo de alta temperatura como resultado del adelgazamiento de la corteza sincrónicamente o inmediatamente después de la formación de la cuenca del Albiano al Cenomaniano. Las rocas granulíticas de la corteza inferior , así como las rocas ultramáficas del manto superior ( lherzolitas ) se emplazaron a lo largo de la prominente característica cortical de la Falla del Pirineo Norte (NPF). La Falla del Pirineo Norte se desarrolló durante el desplazamiento sinistral (lateral izquierdo) de la Placa Ibérica, cuya edad está determinada por la edad de las cuencas de pull-apart del flysch formadas sincrónicamente con el movimiento de deslizamiento de rumbo a lo largo de la NPF desde el Albiano Medio hasta el Cenomaniano Inferior. [44] Este período se caracteriza por una discordancia local en la Cuenca de Tremp, [45] mientras que esto no se registra más al oeste de las minicuencas prepirenaicas cerca de Pont de Suert . [46]
Inversión tectónica
La fase anterior fue seguida por un entorno tectónicamente más tranquilo en las cuencas que rodean los Pirineos, que se elevan lentamente. Una investigación publicada en 2014 ha revelado una fase renovada de deposición evaporítica desde el Coniaciense al Santoniano en la cuenca de Cotiella, al oeste de la cuenca de Tremp. [47] La relativa quietud tectónica duró hasta finales del Santoniano, aproximadamente alrededor de 85 Ma, [36] [42] con otros autores definiendo este momento en 83 Ma. [48] En este momento, comenzó la subducción continental y la inversión de la cuenca de retroarco, [36] con la desaparición progresiva del resto del océano Neotetis. Durante esta fase, se produjo la expansión del fondo marino en el Golfo de Vizcaya, lo que llevó a una rotación de los movimientos de las placas, observada más prominentemente en la parte oriental de la placa ibérica, donde se han observado tasas de convergencia de 70 kilómetros (43 mi) por millón de años. [49] Como es común en regímenes tectónicos invertidos, las fallas normales del Mesozoico temprano se reactivaron en fallas inversas al final del Cretácico y continuaron hasta el Paleógeno. [42] La subducción litosférica no ha sido interpretada a partir de datos de reflexión sísmica, con el perfil ECORS obtenido a fines de la década de 1980 como ejemplo principal, [50] debido al gran espesor y la mala resolución sísmica, pero un análisis posterior mediante tomografía ha identificado esta característica debajo de la cadena prepirenaica. [51] La presencia de subducción litosférica es una característica común en otras cadenas orogénicas alpinas como los Alpes y el Himalaya . [52]
Lavabo a cuestas
Desde finales del Santoniano hasta finales del Maastrichtiano, [53] en las diferentes capas de empuje del Prepirineo compresivo meridional, se formaron una serie de cuencas piggyback , [54] una de las cuales fue la Cuenca de Tremp. [55] La batimetría de estas cuencas muestra una profundización general hacia el oeste, con una importante deposición de turbiditas en la Cuenca de Ainsa y más al oeste. [53] La inversión posterior en curso de las cuencas muestra una tendencia similar, con fases compresivas que se vuelven más jóvenes de este a oeste. Mientras que el solapamiento y la erosión en el área de Clamosa comenzaron a principios del Eoceno, alrededor de 49 Ma, la porción occidental experimentó esta fase que terminó alrededor del final del Eoceno, aproximadamente a 35 Ma. [56] En la Cuenca de Jaca, al oeste de las Cuencas de Ainsa y Tremp, durante el Eoceno Medio, el flysch se depositó en un entorno de cuenca subllenada, [57] mientras que en la Cuenca de Tremp occidental se depositaron conglomerados gruesos, conocidos como Formación Collegats, originados por las diversas capas de empuje del interior. [58]
Los Boixols y el Montsec avanzan
El cabalgamiento de Boixols-Cotiella se produjo a partir del Cretácico Superior, situando rocas del Santoniano superior sobre la Formación Tremp, situada más al norte, en el subsuelo bajo el anticlinal de Sant Corneli. A esto le siguió el movimiento tectónico del cabalgamiento del Montsec-Peña Montañesa durante el Eoceno Inferior y el cabalgamiento occidental de las Sierras Exteriores desde el Eoceno Medio hasta el Mioceno Inferior. [59] La datación del cabalgamiento del Montsec se ha establecido a partir de las estratigrafías del muro colgante suprayacente (Triásico a Cretácico) sobre los sedimentos fluviales del Luteciano (localmente llamado Cuisiano) de la Cuenca de Àger al sur del Montsec. [60] [61] Estos movimientos tectónicos son indicativos de la fase principal de elevación de los Pirineos. [36]
En la cuenca occidental de Cotiella, la inflación y la extracción de sal desempeñaron un papel importante en los espesores sedimentarios diferenciales, los cambios de facies y los movimientos tectónicos. [76]
Eoceno a reciente
Después del Eoceno medio, se depositaron gruesos conglomerados en la cuenca occidental de Tremp y las capas de cabalgamiento alcanzaron su máximo desplazamiento, lo que condujo a un desplazamiento del depocentro desde el Prepirineo hacia la cuenca del Ebro . [77] Los datos paleomagnéticos muestran que la placa ibérica pasó por otra fase de rotación en sentido antihorario, aunque no tan rápida como en el Santoniano. Entre 25 y 20 Ma, en el Oligoceno tardío y el Mioceno temprano , se ha observado una rotación de 7 grados. [78] Esta fase de rotación se correlacionó con el cabalgamiento en las áreas más occidentales del Prepirineo meridional, las Sierras Marginales, lo que dio lugar a condiciones continentales en esa área desde el Mioceno temprano ( Burdigaliense ) en adelante. [79]
Historial de deposición
Modelo deposicional de la Formación Tremp que muestra un delta lacustre
El ambiente deposicional de la Formación Tremp varía entre continental, lacustre, fluvial y marginalmente marino (estuarino a deltaico y costero). Los depósitos continentales en el este de la cuenca han sido interpretados como la parte distal de los abanicos aluviales , mientras que la presencia de la cianobacteria Girvanella en las calizas lacustres indica variabilidad en la salinidad en las áreas lacustres y una posible relación lateral con ambientes transicionales. La presencia de grandes cantidades del hongo Microcodium indica trazas de raicillas. [18] Los datos bioquímicos, basados en el análisis de isótopos de C y O podrían indicar un aumento de la temperatura, un aumento de la evaporación y una mayor producción de material vegetal en la transición del Maastrichtiano y el Paleoceno. [80] La parte superior de la Formación Tremp está cerca del Máximo Térmico del Paleoceno-Eoceno , lo que podría explicar la relativa falta de diversidad en los géneros de mamíferos. [81]
Se observan cuatro fases en la historia deposicional de la Formación Tremp: [82]
Formación de un régimen estuarino hacia el final de una regresión cretácica en las cuencas pirenaicas, caracterizado por llanuras litorales donde se depositaron arcillas gruesas, cortadas por esporádicos canales fluviales. En los márgenes de la cuenca existían condiciones pantanosas con sedimentación de carbonatos. En estas zonas, los últimos dinosaurios que habitaron el área antes del límite Cretácico-Paleógeno dejaron sus huellas en huellas, huevos y huesos. Estas áreas estaban acompañadas de marismas, como lo demuestran los numerosos restos vegetales que produjeron los depósitos de lignito encontrados en la parte baja de la Formación Tremp. Durante esta primera fase de la secuencia sedimentaria de la formación, el Montsec ya era una zona ligeramente elevada en el sur y a lo largo de las laderas sumergidas de esa colina se depositaron calizas lacustres.
A finales del Cretácico se produjo un descenso geológicamente brusco del nivel del mar, dando lugar a una amplia cuenca dominada por los ríos. En este entorno, los cauces de los ríos depositaron areniscas y abundantes arcillas de desbordamiento con numerosos paleosuelos en la cuenca. En el lado sur del Montsec ascendente, la cuenca de Àger, se desarrolló un sistema fluvial similar con un carácter arenoso de grano mucho más grueso que en su homólogo norte alrededor de Tremp. Las paleocorrientes en la cuenca de Àger se dirigieron hacia el norte y el noroeste. [83] La cuenca continental cerrada se convirtió en un entorno más costero en una fase transgresiva con canales más pequeños donde se depositaron oncolitos . Los sistemas fluviales de ambas orillas del Montsec se originaron en las partes más orientales de los actuales Pirineos, con el Alto Empordà como área de procedencia . Este sistema fluvial de este a oeste, al contrario de la dirección de flujo oeste-este actual de la cuenca del Ebro , persistió hasta el Eoceno superior . La unidad más superior de la secuencia Maastrichtiana, la arenisca de reptil de grano grueso, ha sido interpretada como un canal fluvial trenzado de flujo rápido . [34]
El inicio del Paleoceno estuvo marcado por una deposición más tranquila de carácter lacustre. Se ha planteado la hipótesis de que la orogenia alpina durante esta fase fue menos activa y/o que un aumento regional del nivel del mar permitió la inundación de la cuenca. Durante esta fase, las calizas de Vallcebre y sus equivalentes laterales se depositaron en el lago.
Una nueva fase de actividad tectónica reactivó la sedimentación fluvial a aluvial, dando como resultado abundantes conglomerados y areniscas conglomeráticas. El área de procedencia de estas secciones superiores de la Formación Tremp se interpretó en un primer momento como las actuales altas montañas de la Zona Axial de los Pirineos, en ese momento un orógeno en formación. Sin embargo, el análisis detallado de procedencia publicado en 2015 por Gómez et al. muestra que la cuenca de Àger fue alimentada desde el sur (área de Prades) y la zona de Cadí-Vallcebre fue alimentada desde el sureste (área de Montseny), ambas áreas pertenecientes al Macizo del Ebro. El basamento pirenaico (Zona Axial) no fue un área de fuente durante la sedimentación de la Formación Tremp. [84] La última fase de evolución deposicional se observa en un área más amplia en el Prepirineo y al sur en la Cuenca del Ebro, que comenzó su formación durante el Eoceno, adquiriendo su forma actual en tiempos del Oligoceno y el Mioceno .
Límite Cretácico-Paleógeno
La Formación Tremp abarca la última etapa del Cretácico ( Maastrichtiano ) y las primeras etapas del Paleoceno ( Daniense y Thanetiense ). Esto ha convertido a la formación en una de las pocas localidades europeas únicas para estudiar el límite K/T. En la Cuenca de Tremp, el límite está registrado en Coll de Nargó, Isona y Fontllonga y establecido sobre la base del paleomagnetismo y una fuerte disminución de los isótopos ∂ 13 C y ∂ 18 O. [85] La típica capa de iridio , encontrada en otros yacimientos donde se ha observado el límite Cretácico-Paleógeno, como Gubbio en Italia y Caravaca en España, [86] no se ha registrado en la Formación Tremp. [87]
Paleontología
Icnofósiles en La Posa, Formación Tremp. Tras interpretaciones iniciales como huellas de saurópodos, modelos posteriores postulan que fueron producidas por rayas que se alimentaban.
La Formación Tremp proporcionó muchos huevos fosilizados de dinosaurios. [88] Los huevos de dinosaurio de Basturs están contenidos en la formación que bordea la Formación Arén y el área donde se encuentran los huevos se extiende por 6.000 metros cuadrados (65.000 pies cuadrados). Se puede ver una gran cantidad de nidos, así como numerosos fragmentos de cáscaras de huevos. La presencia de ondas de olas indica un entorno similar a una playa donde los dinosaurios pusieron sus huevos durante mucho tiempo. Los huevos son subcirculares con diámetros de aproximadamente 20 centímetros (7,9 pulgadas) y espesores de cáscara de huevo entre 1,5 y 2 milímetros (0,059 y 0,079 pulgadas). Muchos huevos se encuentran en grupos de entre cuatro y siete grupos, lo que indica la preservación in situ de los nidos. [89]
Además, se describen restos de varios géneros de dinosaurios de la Formación Tremp. [90] La Formación Tremp y la subyacente Formación Arén son los yacimientos más ricos en fósiles de dinosaurios de los Pirineos, [19] con solo en Basturs más de 1000 fragmentos óseos encontrados. [91] La paleofauna de los dinosaurios se ha comparado con Hațeg en Rumania, famosa por el pterosaurio Hatzegopteryx que lleva el nombre de la ubicación. [92] Además, se ha registrado una rica variedad de otros reptiles, entre los que se encuentran la nueva especie y el registro fósil más joven de la tortuga cretácica Polysternon ; Polysternon isonae , [93] así como anfibios, lagartos, peces, [94] y mamíferos, [95] por ejemplo el multituberculado del Paleoceno más antiguo Hainina pyrenaica , [96] que muestra un conjunto faunístico único para el límite Cretácico-Paleógeno, que no se encuentra en ningún otro lugar de Europa. [81]
Los agujeros encontrados en el talud de la Ermita La Posa fueron interpretados inicialmente como huellas producidas por dinosaurios saurópodos. Investigaciones posteriores e interpretaciones del ambiente deposicional del Maastrichtiano, el origen costero del lecho de huellas con abundantes invertebrados marinos, han llevado a los investigadores a interpretar parte de los icnofósiles como rastros de alimentación de rayas en las zonas intermareales. Durante su actividad de alimentación, las rayas producen agujeros en las capas sedimentarias superiores, cuando se alimentan de invertebrados marinos enterrados en el sedimento superior. [91]
Parte inferior de una nidada de huevos en la localidad de Pinyes
En 2010, Vilat et al. realizaron un análisis detallado de los lugares de nidificación de Coll de Nargó, en la localidad de Pinyes. Los huevos se encontraron en la parte inferior del Garumniense Rojo Inferior, con facies locales que comprenden lutitas limosas calcáreas , cuerpos de arena de grano muy fino a fino y areniscas de grano medio a grueso. Las rocas, en un intervalo de 36 metros (118 pies) de espesor, [100] se interpretan como depósitos sedimentarios de un entorno fluvial ubicado a cierta distancia de un cauce fluvial activo. [101]
La mayoría de los huevos descubiertos en la localidad de Pinyes no estaban completamente conservados debido a la erosión reciente; sin embargo, la excavación reveló ocasionalmente especímenes relativamente intactos en el subsuelo. Algunos huevos descubiertos en sección transversal revelaron numerosos fragmentos de cáscara, predominantemente orientados cóncavamente hacia arriba dentro de la matriz de lutita que llenaba el interior del huevo. El análisis de las cáscaras de huevo en Pinyes proporcionó un rango de 2,23 a 2,91 milímetros (0,088 a 0,115 pulgadas) en espesor de cáscara, con un rango medio de 2,40 a 2,67 milímetros (0,094 a 0,105 pulgadas). Las secciones delgadas radiales y las imágenes SEM de las cáscaras de huevo mostraron una sola capa estructural de calcita . Las superficies de la cáscara de huevo mostraron abundantes aberturas de poros elípticos que variaban de 65 a 120 micrones de ancho. [100]
Paleogeografía del Maastrichtiano y distribución de los sitios de anidación de los titanosaurios
Las lutitas que rodean los huevos mostraron una bioturbación extensa , fallas menores y foliación penetrante con una orientación noreste-suroeste. Los fragmentos de cáscara de huevo a menudo estaban desplazados y se superponían entre sí, y los huevos exhibieron una deformación significativa debido a la compresión. La mayoría de los huevos mapeados en el campo mostraron una dirección de eje largo 044, por lo que tienen una orientación general noreste-suroeste, que coincide con los campos de tensión regionales resultantes de la compresión tectónica. [102]
Los huevos, en grupos o "nidadas" de hasta 28 huevos individuales, fueron descritos como Megaloolithus siruguei , una ooespecie bien documentada de varias localidades en el norte de Cataluña y el sur de Francia. La descripción se realizó en base al tamaño del huevo, la forma, la microestructura de la cáscara, la ornamentación tuberculada y la presencia de canales transversales en un sistema de poros tubocanaliculados, una característica inequívoca de esta ooespecie. Los horizontes de huevos dentro de la Formación Tremp eran continuos antes de la fase de inversión tectónica de la cuenca. El régimen tectónico compresivo produjo una deformación estructural de los estratos que contenían huevos. La inclinación de los estratos en la región montañosa puede contribuir a una mala interpretación del comportamiento reproductivo, por lo tanto, el análisis de los huevos en combinación con las tensiones tectónicas proporciona una imagen más completa de las formas de los huevos. [103]
Interpretación de la excavación del nido y la puesta de huevos por un titanosaurio
Se realizó una interpretación de la excavación del nido en Pinyes y se comparó con otros sitios de anidación de saurópodos encontrados en todo el mundo, en particular en la cuenca de Aix en el sur de Francia, las formaciones Allen y Anacleto de Argentina y la formación Lameta de la India . Los tamaños y formas de los nidos de Pinyes muestran grandes similitudes con los otros sitios analizados. [104] La investigación realizada en 2015 por Hechenleitner et al. incluye una comparación con la Formación Sanpetru del Cretácico de la paleo-isla Hațeg en Rumania , la Formación Los Llanos en el parque geológico Sanagasta [es] en Argentina y la Formación Boseong de la Cuenca de Gyeongsang en Corea del Sur . [105]
Se ha sugerido un tamaño de nido común de 25 huevos para la localidad de Pinyes. Los pequeños grupos de huevos que muestran disposiciones lineales o agrupadas de huevos reportados en Pinyes y otras localidades probablemente reflejan una erosión reciente. La distintiva geometría de nidada reportada en Pinyes y otras localidades de megalólidos en todo el mundo, sugiere fuertemente un comportamiento reproductivo común que resultó del uso de la pata trasera para cavar durante la excavación del nido. [106] Debido a su tamaño y peso, los titanosaurios no podían calentar los huevos por contacto corporal directo, por lo que deben haber dependido del calor ambiental externo para incubar sus huevos. [107] Sin embargo, las aves megapótidas modernas como el maleo ( Macrocephalon maleo ), el megapodo de las Molucas ( Eulipoa wallacei ) y los matorrales ( Megapodius spp. ) en el sudeste de Asia y Australia, excavan sus huevos usando el calor en la capa superior del suelo para incubarlos y brindar protección contra los depredadores. [108] La distribución espacial de los huevos, en pequeños grupos agrupados linealmente a compactamente, pero contenidos en áreas de forma redondeada de hasta 2,3 metros (7,5 pies), apoyaría la anidación en madrigueras o montículos en Pinyes. [109]
Icnofósiles de hadrosaurio
Se han encontrado huellas de hadrosaurios en muchas áreas de la Formación Tremp y se produjeron en varios entornos deposicionales.
Más de 45 localidades fósiles han proporcionado fósiles de hadrosáuridos en el Garumniano Rojo Inferior del Sinclinal de Tremp oriental. [16] Varios nuevos especímenes de Lambeosaurinae indeterminados fueron descritos en 2013 por Prieto Márquez et al. [110] Además, muchos icnofósiles de hadrosáuridos han sido encontrados en la Formación Tremp y fueron analizados en gran detalle por Vila et al. en 2013. Los tipos de huellas más abundantes en entornos fluviales son las huellas de pies de hadrosáuridos, mientras que se encontraron icnofósiles de titanosaurios y una única huella de terópodo en entornos lagunares. [111] Los autores concluyeron: [112]
La unidad roja inferior fluvial de la Formación Tremp exhibe sistemas fluviales serpenteantes y trenzados con condiciones favorables para la producción y conservación de trazas, como los de América del Norte y Asia.
Los dinosaurios produjeron huellas principalmente en las llanuras de inundación , dentro de los canales y sobre y dentro de los depósitos de grietas en condiciones de nivel de agua bajo, y las huellas fueron rellenadas por arenas durante el nivel de agua alto (reactivación del arroyo).
El registro de huellas se compone de abundantes huellas de hadrosaurios y escasas huellas de saurópodos y terópodos. Las huellas de hadrosaurios son significativamente más pequeñas en tamaño pero morfológicamente similares a registros comparables en América del Norte y Asia. Son atribuibles al icnogénero Hadrosauropodus .
Una rica sucesión de huellas compuesta por más de 40 niveles de huellas distintos indica que se encuentran huellas de hadrosaurios por encima del límite Maastrichtiano temprano-Maastrichtiano tardío y, más notablemente, en el Maastrichtiano tardío, con huellas que aparecen abundantemente en la parte Mesozoica del magnetocrón C29r, durante los últimos 300.000 años del Cretácico.
La aparición de huellas de hadrosaurios en la isla Ibero-Armórica parece ser característica del intervalo de tiempo del Maastrichtiano tardío y, por lo tanto, son marcadores biocronoestratigráficos importantes en las sucesiones faunísticas del Cretácico Superior en el suroeste de Europa.
Contenido fósil
Hallazgos de cocodrilos en la Formación Tremp en Fumanya SudHueso de dinosaurio indeterminado en la Formación Tremp cerca de BastursHuevos de dinosaurio indeterminados en la Formación Tremp cerca de BastursHuevos de dinosaurio indeterminados en la Formación Tremp cerca de BastursOcurrencia de pistas en la Formación TrempPreservación de la pista en la Formación TrempMorfologías y características de las huellas A-F: huellas de hadrosaurio G: huellas de saurópodoOstras en la Formación Tremp cerca de IsonaPrimer plano de ostras
Polypodiaceoisporites gracicingulis , P. maximus , P. tatabanyensis , P. vitiosus
Leiotriletes adriennis , L. dorogensis , L. microadriennis
Cycadopites kyushuensis , C. minar
Monocolpopollenites dorogensis , M. tranquillus
Semioculopollis croxtonae , S. praedicatus
Cicatricosisporitas cf. triángulo
Cupressacites insulipapillatus
Cupuliferoipollenites pusillus
Polímeros de cirilláceas barghoorniacus
Granulatisporites paleogenicus
Inaperturopllenites giganteus
Labraferoidaepolenites menatensis
Laevigatosporites haardti
Minorpollis hojstrupensis
Nudopollis minutus
Oculopolio cf. minoris
Pitiosporites insignis
Plicapollis serta
Punctatisporites luteticus
Retitricolporitos de Andreaszky
Rugulitriporites pflugi
Subtriporopollenitas constantes
Suemigipollis cf. triangulus
Tetracolporopolenitas halimbaense
Trilobosporitas (tuberosisporitas)
Vacuopollis cf. concavux
Granomonocolpitos
Patelasporitas
Platycaryapollenites
Poliporitas
Retimocolpitos
Investigación y exposiciones
Entrada del Museu Comarcal de Ciències Naturals junto a la Torre de Soldevila en Tremp
Cada año, más de 800 geólogos visitan el Pallars Jussà y más de 1500 estudiantes universitarios de toda Europa acuden a la Cuenca de Tremp-Graus para realizar sus trabajos de campo geológicos. La cuenca también es considerada por las compañías petroleras como un lugar perfecto para estudiar la interacción de los movimientos tectónicos con los diferentes tipos de litologías. El Museu Comarcal de Ciències Naturals ("Museo Comarcal de Ciencias Naturales") de Tremp, construido adosado a la Torre de Soldevila en el centro de la ciudad, es un destino popular para las visitas escolares. Alberga una exposición permanente de fósiles con una amplia variedad de restos, que van desde dinosaurios hasta invertebrados fosilizados como corales, bivalvos, gasterópodos y más. [175]
El Museo de la Conca Dellà de Isona alberga réplicas de restos óseos, restauraciones de dinosaurios y un nido de huevos auténtico [176] , dejados por los últimos dinosaurios que vivieron en el valle durante el Cretácico. El museo también contiene numerosos restos arqueológicos del asentamiento romano de Isona. En los últimos años, el Consell Comarcal ha impulsado varias iniciativas nuevas, entre ellas la creación de un programa geológico especialmente adaptado a las escuelas locales y una serie de visitas guiadas a los principales yacimientos arqueológicos de la comarca. [177]
El paleoambiente único, la geología bien expuesta y la importancia como patrimonio nacional han provocado propuestas para designar la Formación Tremp y su región como un sitio geológico protegido de interés, al igual que el parque geológico de Aliaga y otros en España. [3] Después de haber sido presentada como candidata desde 2016, la Cuenca de Tremp y las áreas circundantes como El Pallars Jussà, Baix Pallars a Pallars Sobirà, Coll de Nargó a l'Alt Urgell, Vilanova de Meià, Camarasa y Àger a la Noguera fueron incluidas como Geoparque Mundial de la UNESCO , [4] e incluidas en la Red Mundial de Geoparques . [178] El 17 de abril de 2018, la UNESCO aceptó la propuesta y designó el sitio como Geoparque Mundial Conca de Tremp-Montsec, declarando: [5]
"Esta zona es reconocida internacionalmente como un laboratorio natural de sedimentología, tectónica, geodinámica externa, paleontología, yacimientos minerales y pedología. Además, también es destacable su patrimonio natural y cultural, como los yacimientos astronómicos y arqueológicos".
Panoramas
Vista de la parte oriental de la cuenca de Tremp con la Formación Tremp en primer plano
Panorama de las capas rojas de la Formación Tremp, desde Abella de la Conca
Véase también
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Lectura adicional
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