La Formación Azilal , también conocida como Serie Continental Toundute y Formación Wazzant , es una unidad geológica en las provincias de Azilal y Ouarzazate del Alto Atlas de Marruecos , que cubre las etapas Toarcian tempranas a Aalenian tempranas del Período Jurásico . Es un depósito terrestre que cubre dolomitas marinas de edad equivalente a la piedra caliza Budoš de Montenegro o la Marne di Monte Serrone de Italia . [8]Se conocen restos de dinosaurios, como el saurópodo Tazoudasaurus y el ceratosaurio basal Berberosaurus de la unidad, junto con varios géneros no descritos. [9] Las Unidades dentro del grupo han sido consideradas individuales en el pasado, siendo una división de los llamados "Couches rouges", y subdivididas por una supuesta escala geológica. [10] Los estratos del grupo se extienden hacia el Alto Atlas Central, cubriendo diferentes anticlinales y accidentes topográficos a lo largo de la cordillera de las Montañas. [11] Aunque nuevos estudios han sugerido que los estratos son coetáneos en edad, y deberían ser referidos como una unidad única. [12] [13] Se cree que el Grupo fue en su mayoría un deltaico, y los canales de los ríos llenaron una sucesión de ambientes costeros y terrestres, cubriendo la costa del Lásico tardío del norte de África moderno . [14] Con base en los estratos halocinéticos observados, la Cordillera Tazoult (que recupera parte de la Formación Tafraout) evolucionó como un Muro de Sal que formaba una altura estructural y sedimentaria NE-SW de 20 km de largo durante al menos 20 millones de años, entre Pliensbachian - Bajocian períodos. Esta pequeña masa de tierra emergida generó un gran diapiro local , con continuo diapirismo hasta el final del Aalenio . [15] [16]
Formación Azilal gama estratigráfica : Temprano Toarciense -Early Aaleniano 182-173 Ma Pre Ꞓ O S D C PAG T J K Pg norte | |
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![]() Panorámica del Alto Atlas en Azilal | |
Tipo | Formación geológica |
Subunidades |
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Subyace | |
Superposiciones |
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Área | Alto Atlas [1] [2] [3] |
Grosor | Desde unos pocos metros hasta 800 m [2] |
Litología | |
Primario | Principalmente arcilla roja , arenisca , conglomerado |
Otro | Yeso , marga roja [2] |
Localización | |
Coordenadas | 31 ° 18'N 6 ° 36'W / 31,3 ° N 6,6 ° WCoordenadas : 31 ° 18'N 6 ° 36'W / 31,3 ° N 6,6 ° W |
Paleocoordenadas aproximadas | 26 ° 36'N 3 ° 24'W / 26,6 ° N 3,4 ° W |
Región | Alto Atlas [4] [5] [6] |
País | ![]() |
Sección de tipo | |
Nombrado para | Azilal |
Nombrado por | Jenny y col. [2] [7] |
Localización | Azilal |
Año definido | 1985 [1] |
Espesor en la sección tipo | ~ 340 m (1.120 pies) |
![]() Formación Azilal (Marruecos) |
Principales estratos de Azilal
La Formación Azilal es la principal unidad sedimentaria dentro del Grupo. Fue la primera unidad nombrada y una de las más estudiadas desde la década de 1980. [2] Consiste principalmente en una sucesión de rocas detríticas con Margas Rojas , depositadas en un ambiente aluvial ocasionalmente interrumpido por incursiones marinas poco profundas, un escenario de Marisma . [1] [17] La litología de la unidad recupera también un intervalo dominado por Claystone, incidido por lechos dolomitizados métricos de Mudstones , Packstones ricos en Peloid , Grainstones ricos en Ooid y Conglomerados polimícticos , todos ricos en restos de plantas terrestres (principalmente helechos escombros), con un contenido de fauna muy pobre y en su mayoría dominado por facies microbianas. [1] [2] La zona de Jbel El Abbadine proporciona la mayor afloración [ revisar la ortografía ] de las partes de un macizo calcáreo, con estratos de las Lias tardías. [1] La mayoría de estos estratos se recuperan dentro de la Formación Azilal, con una sucesión de depósitos costeros y tierra adentro. [1] Varios eventos sísmicos localizados en el reino de Tethian donde la principal génesis de la actividad tectónica localmente, con estratos emergidos del Paleozoico, fue erosionado debido a las condiciones locales. [18] Junto con la Formación Wazzant, las dos unidades y Azilal caracterizan las fronteras exteriores del Golfo del Atlas durante el Toarcian - Aalenian . Las Formaciones son una continuación conectada, con presencia de abundante material común marino y salobre, junto con las facies fluviales de la formación Wazzant. En la disposición de las facies de norte a sur y de oeste a este, un pasaje lateral muestra deposición sedimentaria costera a fluvial, con facies de playa y facies de playa. La Formación Azilal se depositó en un ambiente más influenciado por la sedimentación marina que la Formación Wazzant. [1] [17] [19] A lo largo de los principales estratos toarcios, predomina la presencia de facies basinales, dominantes y bastante uniformes, lo que lleva a conocer una posible deposición controlada por hundimientos térmicos, generando un depósito de más de 5000 m de margas y calci- Turbiditas acumuladas hasta el final de Bajocian . [19] Parte de los depósitos marinos de la Formación Azilal son una continuación de los depósitos comunes de Lithiotid - Arrecifes de coral del Alto Atlas Central de Toarcia . [20] Esas facies de arrecife relacionada comienzan superior sobre todo en Pliensbachiano -inferior Toarciense límite, y comúnmente se llena de Lithioperna , Cochlearites , y especialmente Phaceloidea corales arrecifales que construyeron Framestones extendidas en lateral Biostromes . [20] Los estratos coralinos de la Formación Azilal son casi inexistentes, en comparación con otras formaciones del Alto Atlas, mostrando una disminución en este tipo de hábitats a medida que comenzó el período Aaleniano. [20] Las secuelas del Evento Anóxico Oceánico Toarciano también están muy presentes en los estratos marinos de la formación, con la denominada Sección Toksine , una sucesión de estratos marinos cercanos a la costa dispuestos a lo largo del límite Toarciano, donde pertenecen sus últimos 40 m. a la parte inferior de la Formación Azilal y están compuestas de Mudstones dolomitizadas y Grainstones ooidales , que muestran una recuperación lenta de un ambiente marino cercano a la costa de baja profundidad después de que en el límite Pliensbachiano - Toarciense ocurrió un colapso dramático en todo Tetis del Sistema de Carbonato Nerítico . [21] También hay un registro local de una ola de frío , donde la sección Akenzoud , que tiene 182 metros de sección en la Formación Azilal, y muestra que después de un evento frío que afectó las aguas locales, relacionado con el vulcanismo Karoo y el Rift Atlántico Los braquiópodos actuales, basados en sus datos de isótopos de oxígeno conservados, muestran que las temperaturas cálidas del agua de mar se restablecieron durante el Toarcio tardío temprano. [22] El estudio de esta sección también reveló que la playa hasta los depósitos cercanos a la costa de la formación eran parte de una plataforma dominada por tormentas. [22] En los estratos relacionados hay una amplia presencia de eventos de tormenta, ya que después del EA de Toarcia y el aumento de las temperaturas en el Toarcio tardío, la presencia de depósitos de tormenta ubicuos parece estar correlacionada con el calentamiento de las temperaturas de la superficie del mar, lo que apunta a una intensificación de los ciclones tropicales durante el T-OAE y otros períodos más cálidos en el Toarcian. [23]
Unidad | Litología | Espesor (metros) | Fósiles |
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1) | Arenisca con tono vino, compuesta por granos que van de 1/4 a 1 mm. | 0,2 m | No presente |
2) | Pelitas rojas : estos niveles forman la mesa horizontal de la Cumbre | 4-5 m | No presente |
3) | Arenisca roja compuesta por granos de 1/2 mm en bancos de 10 a 20 cm | 1 metro | No presente |
4) | Pelita roja litificada | 2 m | No presente |
5) | Arenisca roja gruesa (guijarros de 1 cm con otros guijarros, muchos de menos de 2 a 3 cm); un nivel con un claro escarpe, de 80 cm a 4 m en el flanco sur del cerro y asciende una hermosa estratificación entretenida, esculpida por la erosión | 0,8–4 m | No presente |
6) | Pelitas rojo arena | 2 m | No presente |
7) | Pelitas rojas atravesando arenisca frondosa | 2 m | No presente |
8) | Pelitas rojo arena | 8-10 m | No presente |
9) | Arenisca marno-conglomerática amarillenta, con huesos y restos de plantas, que al no transformarse en Lignito muestran trazas de estructura conservada; esta capa lenticular, que no parece exceder los 80 cm, contiene localmente regiones de arenisca y geodas de calcita | 0,8 m |
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10) | Areniscas azuladas de composición bastante variable: partículas finas, con granos de 0,5 mm, Thar contienen varios minerales tales como angular de cuarzo , plagioclasas , abundante clorito , clástico Andalucita y óxido de hierro; Las partes gruesas, la veta alcanza los 2 mm, formada a menudo por Cuarzo hexagonal y Moscovita , sobre Calcita Cementada ; en general, hay una floración arqueada no solo de una masa sólida de Granito , localmente de Granulita , sino decorada con su masa metamórfica; En general, este nivel tiene impregnaciones superficiales de malaquita. | 2 m |
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11) | Arenisca marnoconglomerática amarillenta, como el nivel 9, que también contiene abundante material óseo. | 0,7 m |
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12) | Areniscas pelitas y azuladas | 0,7 m |
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13) | Caliza bistrada muy finamente iluminada, con vetas verdes y violáceas | 0,2-0,3 m |
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13) | Pelitas rojas, azuladas y verdes, dispuestas en bandas lenticulares sobre margas de Breccia amarillas , depositadas paralelamente con cuerpos de Calcita | 10-15 m |
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Geología
El Alto Atlas Central de Marruecos es parte de un cinturón montañoso de doble vergencia que se originó debido al acortamiento cenozoico y la inversión de una grieta que se desarrolló entre los períodos Triásico y Jurásico . [24] [1] La estructura del Alto Atlas se puede definir por dos grupos principales de fallas, fallas de empuje y fallas de deslizamiento oblicuo, que ocurren desde W-E hasta NE-SW. [24] La presencia de diferentes sistemas de fallas también sugiere la división de la deformación bajo un régimen transpresivo. [25] La presencia de inversión tectónica en las montañas del Atlas ha demostrado que son cinturones montañosos intracontinentales que surgieron del levantamiento de sistemas de rift preexistentes, donde aquí está representado por un sistema de rift importante (~ 2000 km) originado en el Mesozoico. , que luego fue elevado e invertido en el Cenozoico. [24] [25] El impacto y los movimientos de convergencia de las placas africano-ibéricas después del Mesozoico terminan con una inversión de los estratos depositados previamente, transportando los sedimentos de éstos y formando nuevos empujes de ángulo bajo. [25] El Alto Atlas se desarrolla de forma paralela al cinturón Paleozoico Anti-Atlas, dispuesto a lo largo del sur y se eleva hasta 2,5 km. [25] El Alto Atlas y el Anti-Atlas están vinculados al mismo tiempo con el último campo volcánico del Mioceno - Plioceno de Siroua y el campo volcánico del macizo del Saghro . [26] Relacionada con los campos volcánicos cenozoicos, la cuenca del Souss aparece al oeste, orientada hacia el Océano Atlántico y la cuenca de Ouarzazate . Mientras que a lo largo de las cuencas del sur, el Precámbrico y el Paleozoico están directamente superpuestos por estratos del Cretácico , aquí la arenisca y la evaporita del Triásico se extienden cubiertos por estratos del Jurásico Inferior a Medio compuestos principalmente por arcillas. [27] [28] Los estratos Triásico, Jurásico y Cretácico están confinados dentro de cuencas controladas por las estructuras extensionales de la grieta mesozoica. [27] Las cuencas jurásicas se pueden agrupar en dos provincias principales ubicadas a ambos lados de un Macizo Antiguo emergido : oeste, donde la cuenca estaba abierta al Atlántico temprano, estando relacionada con su margen pasivo, y este con varias depresiones epicontinentales conectadas a el océano de Tetis . [29] En todo el Toarciense - Bajociano estratos, hubo un gran depósito de lutitas marinas como margas , calciturbiditas y calizas arrecifales, que, cuando se acumuló en el Alto Atlas central, mientras que en el margen oeste alrededor de la parte terrestre de sedimentación Macizo Antiguo, especialmente fluvial dominado . [29] Los actuales lechos rojos de Azilal indican varias transgresiones marinas a través del límite toarciano-aaleniano, después de terminar su sedimentación en el batoniano . [17] [29] Por lo tanto, los sedimentos jurásicos están presentes en las cuencas centro-sur, donde hay carbonatos de hasta 10 km de espesor, superpuestos con depósitos menores del Cretácico y Paleógeno . [30] [28] Los estratos jurásicos generalmente están ausentes más allá de las partes sur y norte de la cordillera del Atlas. [28] A lo largo de los estratos del Cretácico, estos sedimentos habían sido expuestos como parte de un cuerpo expansivo que probablemente cubrimos todo el dominio del Atlas, superponiendo sus márgenes, como la Plataforma Sahariana, el Anti-Atlas y la Meseta del Atlas, siendo parte de un ajuste posterior a la fisura. [28] Eso implicaría una sucesión similar de las cuencas jurásicas en el margen atlántico americano, con una marcada discordancia postrift cerca del límite Jurásico-Cretácico. [29] [28] Los depósitos relacionados con el sinrift del Triásico y Jurásico están presentes especialmente en la región externa del cinturón orogénico de las Altas Altas y casi ausentes en la región axial, apareciendo en cantidades menores dentro de grabens confinados. [31] Un evento tectónico inicial en el límite Triásico-Jurásico llevó a la formación de la cuenca de separación Tigrinine-Taabast. [32] Después de este evento, se produjo una importante actividad tectónica extensional (derivada de la segunda grieta de Pangea ) hacia el final del Pliensbachiano y el comienzo del Toarciano. [32] Este segundo gran evento tectónico se desarrolló hacia el EW- al NE-SW, reactivando las fallas normales de tendencia, lo que condujo al ahogamiento de la plataforma carbonatada del Liasico Inferior y al predominio de margas durante el Liasico Medio a Toarciano. [32]
Vulcanismo de la grieta
A lo largo del límite Triásico-Jurásico Alto Atlas, y hasta que el Bathoniano etapa del jurassis Media, hay un registro de vulcanismo de forma local en la sucesión de las diferentes formaciones locales, como la propia formación Azilal y otros, como el subyacente Formación Argane . [33] sobre todo en el norte-africano Rético - Bathoniano eventos volcánicos están relacionados con la apertura del Océano Atlántico, con registros paralelos encontrados en la costa de América del Norte y otras zonas como México . [33] En algunos lugares, como Haute Moulouya, incluso es posible delimitar las transiciones entre los varios eventos volcánicos que ocurrieron localmente a lo largo del límite post Triásico-Jurásico (Perteneciente a la Formación Tizi-n-Ghachou ). [34] La mayoría de los efectos del vulcanismo ocurren en los principales depósitos terrestres emergidos, donde algunos de los estratos cercanos a la costa fueron rechazados por la tectónica y luego golpeados por erupciones volcánicas de diferentes grados, dando lugar a diferentes tipos de estratos volcánicos. [19]
El origen del vulcanismo está relacionado con la geografía de la zona. En Hettangian - Sinemurian se desarrolló una plataforma de carbonato posterior a la ruptura en el área del Atlas que emergió de estratos marinos más antiguos. En el Toarcio Medio aparecieron cuencas hundidas que aislaron las Mesetas y los macizos Precámbrico y Paleozoico. [35] Los magmas alcalinos desbordaron la cuenca creada del Alto Atlas Central. [36] Estas cuencas eran cuencas delimitadas por fallas, con variaciones de los espesores sedimentarios y brechas intra-formacionales relacionadas con los bloques principales. La provincia magmática del Atlas influyó en la deposición de los estratos principales, donde los entornos terrestres de algunas formaciones (incluida Azilal) se dispusieron sobre una serie de fallas extensionales cortadas que representan un mosaico de horsts y grabens orientados al este, noreste y Este-Oeste, con el Medio Atlas entre las principales áreas de hundimiento. La Provincia Magmática del Atlántico Central continúa en erupción alrededor del evento Pliensbachiano-Toarciano hace ∼183 Ma, superponiéndose a la erupción de la provincia ígnea de Karoo-Ferrar . El vulcanismo toarciano medio-tardío estuvo presente, pero en menor extensión, como prueba el miembro de la serie continental de Toundoute. [37]
Formación Tafraout
La Formación Tafraout recupera un entorno marginal marino a deltaico, con presencia de nódulos calcáreos, alternados a lo largo del Marnes con bioclastos y abundante material ferruguino. La formación muestra mareas en la grieta del Atlas Central del Mesozoico temprano, compuesta por rocas paleozoicas que proporcionaron la mayoría de los clastos presentes en las capas. Un margen mayoritariamente marino recupera transgresiones presentes en el Toarcio Medio en la cuenca, con acumulación de caliza con Lamelibranquios , que se extiende hasta el límite con el Aaleniano más bajo , a lo largo de diversos sectores dentro del Dominio Atlas. La formación tiene una parte superior con calizas dominadas por litiotidos, llenas de presencia de corales, braquiópodos y ooides. [38] La formación Tafraout duerme principalmente sobre estratos paleozoicos, con granito y granodioritas, así como rastros tectónicos de actividad volcánica del Devónico . [39] A finales del Jurásico Temprano, la zona era parte de un entorno costero, con influencia de facies fluviales en el norte. La deposición de Sinemurian de unidades más antiguas se vio afectada tectónicamente debido a la actividad sísmica en el Toarcian medio, lo que llevó a una estratificación vertical en algunas ubicaciones. [40] [41] La llamada Plataforma Aït Bou Guemmez surgió en el Golfo del Atlas alrededor del Bajo Toarcian , creando un pequeño ecosistema insular, que comienza a depositar facies marinas en la parte inferior de la formación, siendo uno de los principales tectónicos accidentes a nivel local. [5] Una serie de transgresiones marinas registradas desde los estratos más antiguos de Sinemur a Aalenian muestra que varios ecosistemas de islas aparecieron a lo largo de la costa del Goluf, lo que implica cambios en la sedimentación. [42] El clima cálido del Toarciano llevó a cambios atmosféricos, manifestados en la Formación con deposiciones causadas por la acción de ciclones tropicales, que disminuyeron hacia los Depósitos Toarcianos tardíos. [23] La Formación Trafraout también recupera datos de los eventos anóxicos posteriores a Toarcian en la Cuenca de Marruecos, con cambios en las reservas de carbonato en las capas inferiores, donde las margas hemipelágicas sugieren depósito después de un cambio del ciclo del carbono. [21]
Serie continental de Toundoute
La litología de la Serie Continental de Toundoute se divide en 5 unidades de D a H, (AC representan las unidades de la dolomita marina subyacente, con C representa una transición al ambiente terrestre). El sector Toundoute recupera solo el Toarciano Medio-Tardío , con un elemento paleogeográfico atípico, ubicado en la ruta del Accidente del Atlas Sur, con varios cambios en la estructura que llevan a mostrar la inestabilidad del área del depósito. La formación muestra la transición de carbonatos a una serie de sedimentos detríticos continentales, con palinomorfos y fósiles. [43] Los depósitos de Aalenian recuperan la parte más alta cerca del valle del Dadès , sin ningún sedimento superior presente en los principales estratos de Toundoute. [44] La presencia de sedimentación volcánica es uno de los aspectos más importantes en los estratos de Toundoute. [43] Los fragmentos pueden provenir de una reelaboración de los flujos de basalto del Triásico , con la mayoría de los productos homogéneos, probablemente de naturaleza traquiandesítica. [43] Los depósitos son jóvenes, probablemente relacionados con el magmatismo del Jurásico Medio , con flujos probablemente contemporáneos y relacionados con las erupciones, como en el caso de muchos volcanes actuales, en forma de flujos densos. Los procesos tectónicos en el alto Atlas probablemente conducen a la mayoría de las manifestaciones volcánicas a nivel local. [43]
Estratigrafía
La formación se subdivide en varios niveles estratigráficos, comenzando por las denominadas facies del término A, compuestas por Yeso y Sal , del Triásico, sustentadas en la presencia de Intercalaciones Volcánicas de basalto. [43] [45] [46] [47] [48] Por encima de eso, hay carbonatos de término B alternados al principio con dolomitas , pelitas y calizas junto con crímenes Marly- limo con restos de plantas, que tenían influencia regular de un Ambiente marino. [43] [47] [48] Esto se demuestra por la presencia de ooides , oncolitos, restos de moluscos y foraminíferos bentónicos , que se disuelven y recristalizan como esparita. [43] [47] [48] El tercer nivel muestra una transición entre depósitos marinos y continentales, a través de niveles carbonato palustre y horizontes Caliche , siendo capas continentales superpuestas en continuidad estratigráfica sobre los carbonatos marinos del Lias inferior ( Sinemuriano - Hettangiano ). [43] [47] [48] Esas capas continentales son ricas en episodios volcánicos-detríticos gruesos como resultado de un proceso sedimentario de altas tasas de sedimentación, donde los estratos, incluido el depósito con fósiles de dinosaurios, se depositaron en un corto intervalo de tiempo, donde Jurásico Medio Bajociano - Bathoniano niveles de carbonato, frecuentes en el dominio de Atlas, no no existe en Toundoute. [43] [47] [48] La sedimentación en el miembro Toundoute tiene algunas características, como canales lenticulares con Tamiz - Conglomerado de ~ 5 m de espesor (≤ 5m) para decamétrico visible, compuesto de varios materiales, como productos volcánicos, como bloques de rocas volcánicas como arenas hechas de feldespatos , granos ferruginosos negros de la superficie de rocas volcánicas en períodos secos, fragmentos verdes silíceos de procesos posteriores a la erupción ( vetas , microgeodas, concreciones puntiagudas), escombros calcáreos con rastros de raíces y grietas, donde en algunas partes todavía son visibles rastros de algas oscuras, finas y tupidas, similares a las del género Girvanella alga azul verdosa. [43] [47] [48] Otros materiales incluyen esquisto y Vein Quartz , sin huesos y restos de madera con una buena estructura celular. [43] [47] [48] Los depósitos de tipo llanura aluvial se dividen en dos partes, con nódulos calcáreos duros , de color rosa o ladrillo y muy irregulares, típicos de perfiles de suelos calcimorfos formados en climas con fases secas pronunciadas. Dichos nódulos tuvieron una reorganización visible en los canales, como resultado de la erosión de la llanura aluvial por la red fluvial. [43] [45] Por último, se encuentran entrelazados de arenisca fina a menudo laminada que marcan la facies Flood de los canales en período de inundación, estando compuestos únicamente por Feldespatos plagioclasa y en menor proporción de ortoclasas , junto con pequeños granos ferruginosos o limos finos. de cuarzo . [47] [48] Existe documentación de condiciones climáticas cálidas a nivel local, que la alternancia de períodos húmedos y secos, como se ve en las otras formaciones, dio lugar a suelos con perfiles calizos diferenciados, como Nódulos Pedogenéticos o Caliche . [43] La acumulación en los canales de los perfiles de suelo calcimórfico muestra la presencia de una erosión activa en suelos con vegetación probablemente escasa. [41] [45] [46]
Unidad | Litología | Espesor (metros) | Fósiles de dinosaurios |
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Aluvión | Conglomerado holoceno | ||
H | Serie arcilla-arenisca | ≥ 100 | |
GRAMO | Serie de arcilla-arenisca, con capa de yeso presente en la parte superior, justo debajo de esta se encuentra presente un segundo horizonte portador de dinosaurios con litología muy similar a la unidad F. | 50 | Tazoudasaurus , Berberosaurus [49] |
F | Marga arcillosa de color gris verdoso, grava detrítica a clastos del tamaño de un guijarro con lignito y huesos. | ≤ 5 | Presente indeterminado |
mi | Alternancia de conglomerados de arcilla marrón rojiza, arenisca fina y arenisca gruesa | 100 | |
D | Arcilla, arenisca fina y conglomerado, presentes grandes rocas volcánicas. [50] | 80 |
Formación Wazzant
La Formación Wazzant recupera una variación del proceso sedimentario observado en la Formación Azmerai más antigua. Se caracteriza por la presencia de abundantes sedimentos de Cuarzo, junto con la presencia de arcilla roja. A lo largo del borde meridional de la Formación Guettioua , en la misma tendencia estratigráfica se desarrolla una deposición roja Arenisca-Pelítica, que cambia de Cuarzo- Conglomerados a granos y fragmentos de Cuarzo, dispuestos con estratos calcáreos lisos. [51] [52] es equivalente al principal Azilal "Marnes Chocolat". [51] [52] El sector principal se encuentra cerca de Acfarcid, con una exposición de ~ 800 m, recuperando el sector más detrítico. A lo largo de esta exposición, el miembro Wazzant aparece en el lateral derecho, a lo largo de dolomitas calcáreas masivas, sobre los últimos estratos de Pliensbachian , donde faltan los estratos de Toarcia inferior. [51] Las facies de Wazzant nunca superan los 50 m, obteniendo su máxima exposición al norte de la Formación Guettioua . [51] Las facies de la formación siguen una deposición típica de las llanuras aluviales. [2] [17] También recupera una sucesión de tonos marrón rojizo predominantemente terrígenos: conglomerados , areniscas , arcillas afines a paleosuelos , junto con calizas dolomitizadas . La formación Wazzant tiene un notorio carácter proximal en comparación con la formación Azilal. Estos depósitos llenan muchos pequeños charcos de lágrimas en el Atlas Central. [53] Sólo su encuadre estratigráfico permite ubicar la formación en el intervalo de Toarcia. Los depósitos predominantemente terrígenos de esta formación sugieren que fueron depositados en un entorno continental, influenciados por al menos 6 canales fluviales diferentes, que trazan su camino hacia el Golfo del Atlas. En la transgresión Toarciano - Aalenia , el dominio del Alto Atlas experimentó un largo proceso de extensión y ruptura, registrado por la presencia de carbonatos marinos y lutitas, que se encuentran en los Lechos de la Formación Wazzant. Está relacionado con la formación de la fisura atlántica al oeste y de la formación del océano Tetis al norte. [54] El sistema fluvial de la formación Wazzant estaba dirigido por un río más grande y varias corrientes menores de agua dulce, que probablemente eran temporales y estaban vinculadas a las estaciones de lluvia. [55] La presencia de muchos lamelibranquios enanos en el sur de Azilal, las finas estratificaciones oblicuas, las plantas flotantes y las huellas de las gotas de lluvia demuestran que estas dos formaciones son de origen acuático, pueden ser lagunarias, con emersiones temporales. [51] También se han encontrado varios fósiles de peces. [52]
Ambiente
La Formación Azilal representó diversos escenarios en la costa de las cuencas del Atlas Toarciense, incluidos los escenarios dominados por ríos continentales, depósitos dominados por mareas paraálicas y costas de marismas de marea. [56] La Formación Tafraout, por otro lado, representó un ambiente marino marginal, con ondas onduladas, estratificación cruzada, la isp Amphipoda ichnofossil Arenicolites . y el alga calcárea Cayeuxia sp., todas depositadas sobre lutita diagenética. [56] En Taguendouft, Azilal representa la formación más alta donde están presentes las grietas de desecación, depósitos marinos superpuestos, lo que indica una regresión local del mar. [56] Los depósitos paraálicos albergan intervalos arcillosos ricos en materia orgánica continental como restos de madera, pero escasa fauna fósil, compuesta por abundantes algas, foraminíferos bentónicos, oncoides comunes, gasterópodos y bioclastos bivalvos. [56] En el Toarcian más bajo en la región, la plataforma de carbonato fue reemplazada abruptamente por depósitos siliciclásticos y un aumento en la ocurrencia ubicua de desechos vegetales, con configuraciones de deposición alternadas cerca de la costa y la playa. [56] Está cubierto por depósitos dominados por tormentas, con una fauna empobrecida y una ocurrencia muy común de detritos vegetales, que a lo largo del aumento de facies ricas en ooides sugieren la deposición en un cinturón climático húmedo cálido. [56] Hacia el Toarcia medio, los productores de carbonato se recuperaron localmente, con la piedra granular ooidal reemplazada por wackestone a lechos de piedra de empaque, donde aumentan los bioclastos de fauna heterótrofos, como cefalópodos, braquiópodos, equinodermos y gasterópodos, con arrecifes de coral ocasionales. [56] Paralelamente a este desarrollo costero, se midió el aumento de la meteorización continental en las capas, como lo demuestra el aumento de la entrada de siliciclásticos gruesos en la cuenca, el aumento de los desechos de la plataforma y la ausencia de intervalos ricos en evaporitas y paleosuelos semiáridos. . Estos intervalos aumentaron los niveles de nutrientes a nivel local, como lo demuestra la gran cantidad de fósforo a lo largo de toda la cuenca del Atlas. [57] Estos lechos siliciclásticos tienen abundantes guijarros de roca ígnea y metamórfica, lo que implica que el material debe ser derivado del Paleozoico o Proterozoico , los únicos de esa naturaleza en Marruecos, que en el Atlas se ubican al sur en el Anti-Atlas , al oeste en el Massif Ancien y Jebilet , y al norte en la Meseta Centrale , todos los lugares que fueron expuestos subaéreamente durante el Jurásico. [57] [58] Concretamente, el Anti-Atlas muestra levantamiento tectónico, erosión de los procesos de sobrecarga, que combinado con la concentración del material siliciclástico grueso en la parte occidental del Alto Atlas central (ausente en el este), sugiere que esta zona fue la fuente de los sedimentos meteorizados del Bajo Toarciano, lo que permitió rastrear los canales fluviales que se desarrollaron hacia la Formación Azilal. [56] La formación Azilal recupera, como se ve en unidades mundiales, un aumento de la meteorización debido a los eventos Pl / To y T-OAE, con un aumento del suministro de sedimentos siliciclásticos y un aumento del material disuelto en los océanos. Esto ocurrió a lo largo de una intensificación de los eventos de tormenta tropical en el T-OAE, destruyendo localmente los organismos más antiguos de la plataforma de carbonatos. [56] Esto permitió establecer los ambientes de la Formación Azilal, que van desde una serie de escenarios continentales con influencia fluvial, incrementados durante el T-AOE con más cantidad de flora siendo lavada, hasta depósitos cercanos a la costa, paralicos y submareales, sujetos de tormenta y eventos de tormentas tropicales, todo ello en un clima cálido húmedo. [56] Coeval a estas unidades, la formación Amsittène de la costa occidental muestra una fuerte meteorización continental, como cortes sobre los basaltos CAMP y los lechos rojos continentales triásicos. [59] Recupera la discordancia subaérea, con evidencia de erosión fluvial, pedogénesis o karstificación, con una transición de la llanura aluvial a los depósitos de la llanura costera. [59] Se interpreta como abanico aluvial a depósitos de llanura aluvial, estando en la subcuenca de Agadir , más proximal, compuesta por río trenzado, llanura aluvial y depósitos en abanico aluvial, mientras que en Tikki evoluciona verticalmente desde una llanura aluvial a depósitos en abanico aluvial. [59] El sistema aluvial local probablemente estaba relacionado con la actividad a lo largo de una falla con tendencia ENE-WSW, paralela a la falla principal de Tizi N'Test, que se puede rastrear desde el valle de Argana hasta el noreste de Imouzzer Anticline (la sección de Tikki muestra paleocurrentes hacia el W-SW), y en el caso de los depósitos de Agadir, de alturas más antiguas, como la Meseta Occidental y el Rehamna . [59] La Formación Ameskhoud superpuesta, también coetánea, registra una fuerte regresión en el sur de la Cuenca de Essaouira , resultando estar dominada por depósitos fluviales, con algunos supratidales en el norte. [59] El gran cinturón de Variscan sigue siendo una fuente potencial de sedimentos para el sistema fluvial trenzado de Toarcian en la cuenca de Essaouira. [59]
Plantae
La paleobotánica de la zona ha demostrado que en las capas de la Serie Continental de Toundoute no hay ningún macrofósil de madera o planta importante, aunque hay abundantes restos vegetales infra-centimétricos dispersos en los sedimentos. [43] Estos restos están compuestos en su mayoría probablemente por folletos de helechos , y también en cantidades menores, Cycadophytas , la mayoría de ellos con epidermis preservada. [45] El análisis palinológico no arrojó ningún palinomorfo, pero los restos vegetales dejaron algunas traqueidas . [45] En los escombros, sin embargo, fue posible aislar muchos escombros de madera, que se reveló que tenían caracteres como estructura homoxilada aparentemente desprovista de parénquimas , con rayos uniformes, traqueidas con puntuación uniseriada del género Abies ( Abietoideae , en algunos aspectos muy similares a la especie Abies koreana ) y finalmente Oculipores de tipo ápice puntiagudo orientados verticalmente, aspectos típicos de Coniferales , como Abietoideae , Pinaceae o Taxaceae . [43]
Clave de color
| Notas Los taxones inciertos o provisionales están en texto pequeño ; |
Algas
Género | Especies | Posición estratigráfica | Material | Notas | Imagenes |
---|---|---|---|---|---|
Botryococcus [60] |
|
| Miosporas | Un alga verde de agua dulce de la familia Botryococcaceae . En Issouka, las capas de Toarcia tienen una contribución sustancial de microplancton de agua dulce (esporomorfos y microplancton de agua dulce, como Botryococcus ). Los estratos más jóvenes muestran un aumento de palinomorfos marinos, lo que indica que después se produjo una transgresión del mar. | Especímenes existentes |
Megaesporas
Género | Especies | Posición estratigráfica | Material | Notas | Imagenes |
---|---|---|---|---|---|
Corollina [61] [62] [63] |
|
| Polen | Afinidades con las Cheirolepidiaceae . El palinomorfo más abundante en las capas. Puede ser sinónimo de Classiopollis, aunque se ha dejado como género propio en varias ocasiones. Polen de árboles de tamaño mediano a grande. | |
Classopollis [61] [62] [64] |
|
| Polen | Afinidades con las Cheirolepidiaceae . | |
Cupressacites [61] [62] [64] |
|
| Polen | Afinidades con las Cupressaceae . | |
Diadocupressacites [61] [62] [64] |
|
| Polen | Afinidades con las Cupressaceae . | |
Cerebropollenitas [63] [64] |
|
| Polen | Afinidades con las Pinaceae . | |
Araucariacitas [63] [64] |
|
| Polen | Afinidades con las Araucariaceae . | |
Leptolepiditas [63] [64] |
|
| Esporas | Afinidades con la Lycopsida . | |
Chasmatosporitas [63] [64] |
|
| Esporas | Afinidades con la Lycopsida . | |
Minerisporitas [63] [64] |
|
| Esporas | Afinidades con los Isoetales . | |
Trileitos [63] [64] |
|
| Esporas | Afinidades con las Selaginellaceae . | |
Horstisporitas [63] [64] |
|
| Esporas | Afinidades con las Selaginellaceae . | |
Deltoidospora [63] [64] |
|
| Esporas | Afinidades con la Pteridopsida . | |
Applanopsis [63] [64] |
|
| Esporas | Afinidades con la Pteridopsida . | |
Apiculatisporis [63] [64] |
|
| Esporas | Afinidades con la Pteridopsida . | |
Esterisporitas [63] [64] |
|
| Polen | Afinidades con los Gnetales . |
Invertebrados
Brachiopoda
Género | Especies | Posición estratigráfica | Material | Notas | Imagenes |
---|---|---|---|---|---|
Telothyris [65] |
|
| Especímenes | Un braquiópodo Lobothyrididae . Relativamente abundante en depósitos costeros. Incluye formas juveniles de Telothyris jauberti, presentes en estratos depositados bentónicos. | |
Homoeorhynchia [65] |
|
| Especímenes | Un braquiópodo rhynchonellidae . Relativamente abundante en depósitos costeros. Están presentes formas juveniles de Homoeorhynchia meridionalis. | |
Stroudithyris [65] |
|
| Especímenes | Un braquiópodo Lissajousithyrididae . Se conocen principalmente especímenes bentónicos. |
Ammonoidea
Casi idénticas a las amonitas presentes en el noreste de Marruecos, Italia , noroeste de Europa, la Cordillera Bética del sur de España y Portugal . [10] [14]
Género | Especies | Posición estratigráfica | Material | Notas | Imagenes |
---|---|---|---|---|---|
Hildoceras | H. sp. | Formación Tafraout | Especímenes | Una amonita de hildoceratina . Se conoce un solo ejemplar, encontrado en asociación bentónica, influenciado por aguas salobres. [sesenta y cinco] | |
Protogrammoceras [10] [14] | Protogrammoceras sp. juv | Todrha-Dadès | Especímenes | Una amonita hildoceratida . | |
Eodactilitas [10] [14] |
| Todrha-Dadès | Especímenes | Una amonita dactilioceratida . |
Vertebrados
Pescado
Se conocen varias escamas y dientes de peces no identificados de la colina Mizaguène y la cantera Acforcid. [62]
Género | Especies | Posición estratigráfica | Material | Notas | Imagenes |
---|---|---|---|---|---|
Leptolepis [38] | L. coryphaenoides | Todrha-Dadès | Varias muestras | Un pez óseo leptolepido . | |
Lepidotes [62] | L. semiserratus |
| Varias muestras | Un semionotiform peces óseos. Se ha encontrado en depósitos lagunares de agua dulce con abundantes restos vegetales. [62] | |
Coelacanthidae [62] | Indeterminado |
| 2 especímenes fragmentarios | Un coelacanthiform actinistian . Se ha encontrado en depósitos lagunares de agua dulce con abundantes restos vegetales. [62] | ![]() |
Theropoda
Se han encontrado huellas atribuidas al ichnogenus Eubrontes . Se sospecha que quedan entre la frontera toarciano-aaleniana. [66]
Género | Especies | Posición estratigráfica | Material | Notas | Imagenes |
---|---|---|---|---|---|
Coelophysidae [51] [52] [67] [49] [68] [69] | Indeterminado |
| Vértebras dorsales, sacras, caudales, galones, 3 metatarsianos, astrágalo, calcáneo, falanges, fémur y tibia. | Un celofisoide celofisido . Según Mickey Mortimer: "Asignado a Coelophysidae basado en la aparente fusión entre el tarso III distal y el metatarsiano III". También se ha propuesto como posible tetanurano. [70] [71] Eso fue descartado por Benson en 2010. [72] Incluye al menos tres individuos diferentes que han sido recolectados en Wazzant: dos adultos y un juvenil recién nacido. El material del pie anterior se asemeja al género australiano del Cretácico Kakuru , que se ha propuesto como un tiranoraptorano basal. Mortimer dijo que "realmente no veo mucha semejanza con Kakuru en el astrágalo" y lo etiquetó como un posible dilophosaurid o coelophysoid. Puede estar relacionado con Notatesseraeraptor , aunque no hay ningún material superpuesto. [73] | |
Neoterópodos [52] [68] | Indeterminado |
| Dos dientes. [52] | Etiquetado como "Theropoda Indet.", Probablemente es un miembro de Neotheropoda , ya que los terópodos basales no se conocen del Jurásico. | |
Berberosaurus [46] [49] | B. liassicus |
| Vértebra del cuello, parte del sacro, un metacarpiano, un fémur y partes de una tibia y ambos peroné. También se ha asignado al género parte de otro fémur. [46] | Descrito originalmente como un representante basal de Abelisauroidea , fue recuperado como un ceratosaurio basal en estudios posteriores. [74] Era un terópodo de tamaño mediano, que medía 5,1 m (17 pies) de largo, con un peso de 200 kg (440 libras). | Comparación de tamaño y restauración de vida de Berberosaurus . |
Afrovenatorinae [46] [49] [47] [48] | Indeterminado |
| Fémur y varios restos no mencionados. [46] [48] | Descrito como un "gran terópodo de afinidades inciertas" [46] y como un "terópodo enigmático". [47] Para citar a Allain: "Se han encontrado dos terópodos en Toundoute. El primer terópodo no ha sido descrito, pero muestra un tamaño más grande que cualquiera de los terópodos conocidos del Triásico-Jurásico Temprano, lo que indica que los terópodos Toarcianos habían tamaños que rivalizan con los de los alosaurios jurásicos tardíos ". [75] Aquesbi lo llamó "Grande Afrovenatorine". [68] |
Sauropodomorpha
Género | Especies | Posición estratigráfica | Material | Notas | Imagenes |
---|---|---|---|---|---|
Sauropodomorpha ? [52] [68] | Indeterminado [68] |
| Varias falanges. [52] | Fue confundido con un hueso terópodo, pero tiene similitudes con Massospondylus y Lufengosaurus . Si es un masópodo, estaría entre los más jóvenes encontrados. | |
Tazoudasaurus [45] | T. naimi |
| Esqueleto parcialmente articulado y material craneal que incluye mandíbula izquierda completa con dientes, cuadrado, yugal, postorbital, parietal, frontal y exoccipital. Restos asociados de un esqueleto juvenil. | Un saurópodo gravisauriano relacionado con Vulcanodon . El saurópodo más completo del Jurásico Inferior encontrado, con ejemplares adultos, subadultos y juveniles. [46] [47] [48] [49] [68] | Vértebras representativas de Tazoudasaurus naimi. |
Eusauropoda [76] [48] [49] [68] | Indeterminado |
| 5 vértebras dorsales y caudales, costillas fragmentarias, galones y varios restos grandes mal determinables. [76] [52] [67] | Un saurópodo eusauropodan con similitudes con Volkheimeria y Klamelisaurus . [46] [47] [48] [49] [68] Se recogió en un entorno de depósito laguna. [76] | |
Cetiosauridae [76] [68] | Indeterminado [68] |
| Varias vértebras caudales y varias piezas no estudiadas de huesos grandes. [76] | Probablemente relacionado con Cetiosauridae o más parsimoniosamente Eusauropoda , teniendo vértebras caudales que se asemejan a las de Cetiosaurus y Omeisaurus . [68] Se recogió en un entorno deposicional laguna, con abundantes restos de plantas. Termier (1942: 203): "A pesar del color de los suelos no creo que estos se hayan depositado en una región desértica porque la proporción de plantas es realmente fuerte". [76] | |
Turiasauria ? [51] [52] [67] [49] [48] [68] | Indeterminado |
| Ilion izquierdo, húmero y tres vértebras. [52] [67] | Un posible saurópodo Turiasaurid basal , que puede estar relacionado con el Narindasaurus descrito recientemente o ser un género ligeramente más derivado, a juzgar por la similitud del húmero. Está en el ámbito de la posibilidad de que sea otro eusaurópodo avanzado. |
Ver también
- Rotación toarciana
- Formaciones toarcienses
- Marne di Monte Serrone , Italia
- Calcare di Sogno , Italia
- Formación Sachrang , Austria
- Formación Saubach , Austria
- Posidonia Shale , Lagerstätte en Alemania
- Formación Ciechocinek , Alemania y Polonia
- Formación Krempachy Marl , Polonia y Eslovaquia
- Formación de lava , Lituania
- Whitby Mudstone , Inglaterra
- Formación Fernie , Alberta y Columbia Británica
- Esquisto de fichas de póquer
- Formación Whiteaves , Columbia Británica
- Arenisca Navajo , Utah
- Formación Los Molles , Argentina
- Formación Mawson , Antártida
- Formación Kandreho , Madagascar
- Formación Kota , India
- Medidas de carbón de Cattamarra , Australia
Referencias
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