R EFLECTION NOTE

La sedimentación del Grupo Peralta es marina, predominantemente profunda y se relaciona con un surco subsidente abierto al SE en el que se depositaron más de 5000m de serie. La Fm. Ventura tiene un predomino de facies de lóbulo correspondientes a sistemas de abanicos submarinos profundos (deep sea fans) en un contexto de llanura abisal (basin

plane). La parte superior de la formación, en el tránsito a la Fm Jura, registra una tendencia

a la somerización que está caracterizada por facies muy groseras de canales turbidíticos (pie de talud y talud) y, seguidamente, turbiditas progresivamente más diluidas y más carbonatadas en facies de channel levee. Encima y mediante un contacto concordante neto, la Fm. Jura presenta facies pelágicas correspondientes a una rampa carbonatada con eventual influencia de tormentas. Normalmente intercala un intervalo intermedio más terrígeno y energético (mayor proporción de niveles de calizas arenosas y areniscas, estructuras tractivas más abundantes), con desarrollo local de brechas de tipo debris flow. En este tramo intermedio hay que destacar la presencia de intraclastos de calizas con fauna litoral que constituyen los únicos vestigios de las facies de plataforma somera, que no se encontrarían muy distantes. El tránsito a la Fm. El Número se realiza por medio de una serie condensada roja, de carácter pelágico. En esta última formación hay un predominio de facies pelíticas depositadas en un ambiente de cuenca pelágica, no abisal, mucho más somera que la de la Fm. Ventura, en la que se intercalan turbiditas de probable origen prodeltaico, muy diluidas, posiblemente de tipo channel levee pero muy pobres en arena. Dentro de esta formación se han reconocido al menos 8 niveles de megaturbiditas que resedimentan materiales de las plataformas carbonatadas de la propia Fm. El Número. La parte superior de la serie corresponde a una somerización multiepisódica, donde se desarrollan hasta 4 intervalos de plataforma carbonatada.

subsidente y alargado, abierto al SSE. Este surco estaba delimitado al NE por un margen activo (cabalgamiento frontal del basamento) y al SO, por un margen pasivo posiblemente definido, al menos en parte, por las calizas tableadas de la Fm. Neiba. Al N y NNE se preservan las facies clásticas someras, representadas por los depósitos fan-deltaicos conglomeráticos de la Hoja de Sabana Quéliz. Hacia el S y SO éstos pasan a términos fanglomeráticos y pelíticos con materiales olistostrómicos indicando medios de talud. Más hacia el S y SO predominan los términos turbidíticos organizados: turbiditas diluídas con eventuales niveles canalizados y lenticulares, (de tipo B2) propias de medios de talud, cañón submarino o pie de talud. En el depósito de la Fm Ocoa se ha podido distinguir cuatro episodios evolutivos: 1) etapa de inestabilidad con desarrollo de las facies desorganizadas basales y olistostrómicas inferiores, 2) etapa de estabilidad relativa con predomino de términos organizados y desarrollo de niveles de calizas de rampa pelágica carbonatada, 3) etapa principal de inestabilidad con desarrollo máximo de facies clásticas de origen fan- deltaico y depósitos olistostrómicos y desorganizados correlativos con grandes bloques, y 4) etapa final de estabilidad relativa con depósito de facies heterolíticas más someras.

Con este contexto sedimentológico y considerando las razones expuestas en epígrafes precedentes, la deformación de tipo “stratal disruption” que aparentemente afectó a las formaciones del Grupo Peralta en el Eoceno superior, inmediatamente después de su depósito y en un estado de prelitificación, se ha tomar con reservas. En los excelentes afloramientos de las formaciones Jura y Sierra del Número existentes en la zona de estudio, no se ha identificado ningún tipo de “distorsión de estratos”, en el sentido descrito por Dolan et al (1991) y Heubeck y Mann (1991). Solamente la parte basal de la Fm Ventura pudiera tener una deformación de este tipo, cuya interpretación, no obstante, hay que tomar con precaución puesto que también podría estar relacionada con la superficie basal de despegue del cinturón de Peralta. En todo caso, esta deformación sería coincidente con la deformación sinsedimentaria de la Fm Ocoa descrita en el presente trabajo. Por otra parte, estas observaciones cuestionan el funcionamiento del cinturón de Peralta como un prisma acrecional durante el periodo mencionado.

La falta de registro estratigráfico en la zona de estudio por encima de la Fm Ocoa, impide aquilatar con más precisión la edad de la deformación. Ya se ha hecho mención a la posibilidad de que los conglomerados masivos de la Fm Ocoa sean correlacionables con la Fm El Limonal de Heubeck (1988), en cuyo caso su edad sería más alta (Oligoceno) que la establecida (Eoceno superior alto). Según Dolan et al (1991) y Heubeck y Mann (1991), esta

formación y la Fm Majagua, del Mioceno inferior, están implicadas en sectores próximos en el cabalgamiento de la Fm Tireo sobre el cinturón de Peralta, mientras que las formaciones del Grupo Caei (Mioceno medio) lo fosilizan. Estas relaciones estratigráficas sugieren una edad del Mioceno inferior para el funcionamiento de esta estructura (Heubeck y Mann, 1991). Como se verá más adelante, el avance del cinturón de Peralta hacia el SO ha condicionado la estructura de la cuenca de Azua desde, al menos, el Mioceno medio, y su cabalgamiento frontal cobija todas las formaciones de esta cuenca, incluida la más moderna de edad Plio-Pleistoceno.

Consecuentemente, la deformación en el cinturón de Peralta comprende un amplio intervalo desde las primeros signos de inestabilidad tectónica, que se ponen de manifiesto en el Eoceno superior por la entrada en la cuenca de las megaturbiditas de la Fm Sierra del Número, hasta su emplazamiento final sobre el margen septentrional de la cuenca de Azua en el Plio-Pleistoceno. En este intervalo, el depósito, en buena parte caótico, de la Fm Ocoa en un surco turbidítico fuertemente subsidente, marca la implantación de un frente activo, como es el levantamiento y aproximación del basamento (Fm Tireo) hacia el SE. El cierre del surco por el cabalgamiento frontal del basamento parece que tuvo lugar en el Mioceno inferior y a partir de ese momento hasta el Plio-Pleistoceno, se produjo el desarrollo interno del cinturón de pliegues y cabalgamientos, todo ello según un proceso de evolución “normal” o hacia el antepaís.