UNIVERSIDAD DE OVIEDO
DEPARTAMENTO DE GEOLOGÍA
EVOLUCIÓN ESTRUCTURAL DE LA ANTIFORMA DE NAVALPINO (ZONA CENTROIBÉRICA, ESPAÑA)
TESIS DOCTORAL
VOLUMEN III
LAS DEFORMACIONES HERCÍNICAS FERNANDO LÓPEZ DÍAZ
LAS DEFORMACIONES HERCÍNICAS (D1 y D2)
En la zona estudiada aparecen desarrolladas estructuras que atribuimos a dos etapas diferentes de la Deformación Hercínica, D1 y D2. Estas etapas poseen característicsa muy diferentes entre sí ya que si bien ambas producen pliegues y fallas, la primera etapa es responsable de los grandes pliegues existente en la zona, tales como el propio Anticlinal de Navalpino y de la foliación regional ONO-ESE que aparece asociada a ellos, mientras que la segunda presenta un carácter más localizado, tratándose de una cizalla subvertical
levógira, que en algunos casos desvía los pliegues de la deformación D1 y localmente desarrolla un clivaje de crenulación. Por lo que respecta a la distribución de estas etapas de deformación, tenemos que la deformación D1 está representada en toda la zona estudiada mientras por el contrario la deformación D2 se localiza preferentemente en la parte E, aunque algunos de sus efectos son visibles en otras partes del Anticlinal.
En ambas deformaciones las estructuras más frecuentes son pliegues y fallas. Estas últimas son especialmente importantes en el csao de la Deformación D2, sobre todo en lso afloramientos del Ordovícico. aSimismo, las dos deformaciones van acompañadas de clivajes ampliamente desarrollados (S1 y S2).
La Deformación Hercínica afecta con sus dos etapas a todos los materiales del área estudiada, aunque en el caso de la deformación D2 se produce un cambio notable en los efectos producidos por una parte en el Preordovícico y por otra en el Ordovícico. Existe por último una fracturación localizada de carácter tardío.
Debido a que los materiales más modernos afectados por estas deformaciones en el Anticlinal de Navalpino y en los sinclinales inmediatos, son de edad Silúrica, no resulta clara la atribución temporal de estas defor-
maciones, por lo que nos basamos en criterios regionales para su atrbución al Hercínicobución al Hercínico (DÍEZ BALDA y otros 1990 a, LÓPEZ DÍAZ 1991).
La deformación D1
Fig. 4.- Pliegues D1 en la misma localidad de la figura anterior. En uno de ellos se observa un flanco reaplastado con el clivaje S1 paralelo a la So, presentándose en este caso el clivaje de fractura (Sf) en las capas areniscosas, mientras en el otro flanco se desarrolla el S1 normalmente, produciendo su intersección con la So una lineacción subvertical.
La primera etapa de deformación hercínica origina fundamentalmente amplios pliegues (próximos a los 30 Kms de longitud de onda en los materiales ordovícicos), de trazado general NO-SE, que se sitúan O-E en la mitad oriental de la zona estudiada y llevan asociado un clivaje de plano axial. Uno de estos pliegues es el Anticlinal de Navalpino (Cortes I-I´ y II-II´), que es la gran estructura de esta etapa de deformación que aparece en la zona estudiada. Se trata de un pliegue abierto (ángulo entre flancos en torno a los 90º), con el plano axial subvertical o muy inclinado al N, definiendo una vregencia muy débil al S. Su eje se encuentra horizontal en la mayor parte de su trazado, aunque en los ex-
tremos de la zona se inclina en direcciones opuestas, definiendo en conjunto una morfología de domo alargado. Respecto a las estructuras menores producidas en esta etapa, sus características varían en los diferentes grupos de materiales. Debido a esto, la descripción se hará por separado para cada uno de estos grupos.
La deformación D1 en los materiales del Grupo Domo Extremeño
Al igual que en el resto de los grupos presentes en el Anticlinal de Navalpino, la deformación D1 se encuentra ampliamente representada en los materiales del Grupo Domo Extremeño. Como se hizo para al Deformación Cadomiense, se tratará por separado de los efectos de la deformación D1 en cada uno de los grandes anticlinales cadomienses de trazado N-S, en que afloran las rocas del Grupo Domo Extremeño.
La deformación D1 en el Domo de Villarta
En este domo, la presencia de materiales desorganizados impide la reconstrucción fidedigna de la estructura actual, como ya se vio al tratar de la Dc. Se aprecian en algunos lugares charnelas de pliegues de eje vertical o muy próximo (Fig. 2, dircción NO-SE claramente hercínica: no se han identificado estructuras mayores de ningún tipo.
La deformación D1 en el Domo de Navalpino
Dado que aquí los materiales son de tipo organizado, la estructura puede reconstruirse con bastante fidelidad (Fig. 3, Vol. II). En general nos encontramos con pliegues asociados a esta deformación a lo largo de todo el domo, que normalmente interfieren con los pliegues previos cadomienses, y cuando estos presentan flancos con una posición apropiada, desarrollan pliegues de carácterísticas muy especiales, como puede verse en el extremo SE del domo, donde un amplio flanco Cadomiense es retocado por la deformación D1 en una figura de interferencia poco frecuente (ver mapa). Los pliegues hercinianos formados como resultado de esta interferencia se caracterízan por presentar un carácter fuertemente asimétrico. En los flancos largos se observa una coincidencia de las direcciones y buzamientos de la estratificación y del clivaje S1, de tal manera que en afloramiento no se observa ninguna lineación de intersección; no obstante en láminas delgadas de muestras correspondientes a los tramos pizarrosos, se aprecia el aspecto de la S1 con todas las micas recristalizadas orientadas paralelamente a la estratificación (Fig. 19 y capítulo dedicado a las foliaciones hercínicas, en las páginas 16 y 25). En los flancos cortos, por el contrario, se aprecia la S1 cortando a la estratificación con numerosos pliegues D1 de plano axial vertical y eje también vertical. Estos flancos cortos aparecen esporá-
dicamente a lo largo de la zona dominada por la existencia de condiciones favorables para la aparición de los flancos largos. Una de esas localidades puede verse en la Fig. 38, donde se aprecia perfectamente la zona plegada y su transición a la zona con S1 paralela a la estratificación (S0), que puede realizarse o no a base de fracturas, como se aprecia en cada uno de los extremos del detalle de la Fig. 3: un pliegue de transición con un flanco reaplastado sin S1 visible a simple vista y otro con S1 bien desarrollado puede verse en la Fig. 4. En esta figura puede verse también desarrollado un clivaje de fractura, orientado ortogonalmente al plano axial del pliegue, del que se hablará más adelante. La dirección que presenta la S1 en esta localidad no es la típica para el Anticlinal de Navalpino, lo que se debe a los efectos de la deformación D2, como se verá posteriormente.
El origen de estas zonas plegadas que se intercalan entre amplias zonas reaplastadas con S1 paralela a S0 no está claro, pues puede tratarse de zonas de flanco corto de pliegues cadomienses que han caido en el campo de acortamiento del elipsoide ligado a la deformación D1 hercínica. Sin embargo, podría tratarse también de fenómenos atribuibles en exclusiva a la deformación D1 y desarrollados en el curso de la propia deformación. Estos pliegues guardan un fuerte parecido con los denominados “forelimb folds”, descritos por RAY (1991) en los Himalayas, aunque como este mismo autor reconoce, casi nunca es posible distinguir los producidos en dos fases de plegamiento de los producidos en una sola fase de plegamiento progresivo.
En el resto del Domo de Navalpino, la interferencia de las deformaciones previas con la D1 es diferente, pues los pliegues cadomienses con el eje y el plano axial verticales aparecen cortados por la S1 en la forma que puede verse en la Fig. 3 (Vol. II) que engloba todo el Domo de Navalpino y sobre todo en la Fig. 5, que representa una localidad del extremo SO de la Fig. 3 (Vol. II). En estas figuras pueden observarse claramente los pliegues cadomienses con su plano axial aproximadamente N-S, así como la existencia del clivaje hercínico S1, con una posición aproximadamente E-O, que transecta los pliegues cadomienses y en algunas ocasiones llega a doblar los planos axiales de estos. Esto debe suceder también a mayor escala, pero debido a que los datos se obtienen a lo largo de estrechos cauces de arroyos de trazado longitudinal al clivaje S1, no es posible reconstruir este efecto, que no aparece reflejado por tanto en la Fig.3 (Vol. II) .
La deformación D1 en el Domo de Fontanarejo.
Debido al tamaño tan pequeño de este domo, no se reconoce ninguna estructura mayor. Es importante el afloramiento del arroyo Valdehornillo, que es el único que atraviesa la zona. Un esquema de este afloramiento puede verse en la Fig. 41, donde se aprecia la existencia de pliegues de eje y plano axial verticales o muy próximos a esta posición, en los que la S1 tiene un desarrollo desigual, no apareciendo en los flancos largos y apareciendo localmente en los cortos, por lo que estos pliegues deben estar formados por la deformación D1 y se trataría entonces de un fenómeno similar al desarrollado en el extremo SE del Domo de Navalpino. La disposición de la S1 tampoco es la típica debido a los efectos de la deformación D2
Síntesis de la Deformación D1 en las rocas del Grupo Domo Extremeño
En general, la deformación D1 no produce estructuras mayores en los materiales del grupo Domo Extremeño. Su efecto se reduce a la presencia generalizada del clivaje S1, que en ocasiones aparece acompañado de pliegues. Dependiendo de la posición de la anisotropía previa pueden distinguirse zonas donde se desarrollan pliegues hercinianos, que presentan un carácter marcadamente asimétrico, con desarrollo de pliegues menores en los flancos cortos y el clivaje S1 herciniano , y en ocasiones su plano axial aparece también doblado formando pliegues hercínicos de la deformación D1. La distribución de estas zonas está condicionada por la posición de la
anisotropía previa, es decir por la posición de los flancos de los pliegues cadomienses, correspondiendo el primer fenómeno citado a los flancos largos NO-SE y el segundo a las zonas con frecuentes pliegues cadomienses.
La Deformación D1 en los materiales del Grupo Ibor-Navalpino
La presencia del Grupo Ibor-Navalpino en dos grandes sinformes, uno muy distanciado del otro, motiva que las característicsa de la deformación en cada uno de estas estructuras sean tratadas por separado. En conjunto, se verá que los fenómenos de interferencia producidos por la deformación D1 con la deformación previa son equivalentes en ambos sinformes.
La deformación D1 del Sinforme del Torilejo
Los fenómenos producidos por la deformación D1 en el Sinforme del Torilejo, pueden verse directamente en el mapa y a mayor escala en las Figs. 28 y 29. Así en el mapa se observa como el núcleo del Sinforme del Torilejo se encuentra plegado, inclinándose su eje al N en la parte Norte del Embalse del Cíjara, y al S en la parte Sur de este embalse; este fenómeno evidencia un pliegue anticlinal de trazado similar al del embalse, es decir NO-SE. En al fig. 28 pueden verse, además de la prolongación al E del anticlinal mencionado (Anticlinal de Navalpino), toda una serie de pliegues menores asociados a este anticlinal y desarrollados en su flanco N, que al interferir con los pliegues previos cadomienses producen figuras figuras de interferencia de tipo 1 de RAMSAY (1967) preferentemente, con formación de domos y cubetas. En otros casos sin embargo, los planos axiales de los pliegues cadomienses aparecen doblados, como sucede en el sector central de la figura 28, según un modelo de interferencia de tipo 2 de RAMSAY (1967). Los domos y cubetas pueden verse a escala de afloramiento en el margen N del embalse a nivel de la zona del núcleo del Sinforme del Torilejo, donde se encuentran formas dómicas con un clivaje S1 recto y sin deformar y de dirección hercínica normal (30/90) (Fig. 42).
Los planos axiales y ejes de los pliegues de la D1 en este sinforme pueden verse en la Fig. 43. En el caso de los planos axiales, la figura es compatible con un trazado de los pliegues de NO-SEE a O-E; en el caso de los ejes, se observa, se observa una fuerte dispersión, pero con preferencia de los inclinados al O, debido esto a que el flanco cadomiense sobre el que están desarrollados los pliegues D1 medidos se encuentra inclinado también al O. Los ángulos entre flancos (Fig. 44) varían considerablemente desde 20 a 140º, aunque el máximo se sitúa sobre los 95º. El tamaño de estos pliegues varía desde tamaños métricos, sólo apreciables en el caso de afloramientos excepcionalmente buenos, y tamaños cartográficos hectométricos, que son los más normales, hasta el caso extremo de un pliegue de orden kilométrico como es el Anticlinal de Navalpino.
La deformación D1 en el Sinforme de La Dehesa
En el pequeño Sinforme de la Dehesa, el lugar más representativo para observar la deformación D1 que se desarrolla, se encuentra a lo largo del arroyo San Marcos, cerca de su cruce con al carretera (Fig. 31). Aquí se pueden observar varios pliegues D1, que interfieren con los cadomienses formando domos y cubetas preferentemente (Figs. 45 y 47). Como resultado dela deformación D2 que afectó posteriormente a la zona, los pliegues D1 aparecen en este sector con el plano axial en posición NE-SO (Fig. 47), y sus ejes se incliann tanto al NE como al SO debido a lso fenómenos de interferencia, variando su inclinación entre 0 y 90º, como corresponde a figuras de tipo 1 de RAMSAY (op.cit) (Fig. 47). Llama la atención lo abiertos que suelen ser estos pliegues D1 (Figs. 46 y 48), fenómeno que también ocurría en los pliegues cadomienses de esta sinforma, y puede tener como causa el carácter muy pizarroso de estas rocas que dificultan la ampliación de los pliegues con facilidad.
Fig.-9.- Pliegues cadomienses en el Sinforme de la Dehesa (GIN), formando domos y cubetas en su interferencia con los pliegues hercínicos (D1). El brazo y la carpeta marcan la dirección de la S1
Síntesis de la deformación D1 en los materiales del grupo Ibor-Navalpino
Tenemos, pues, que la deformación D1 produce en todos los materiales del Grupo Ibor-Navalpino fenómenos de interferencia con la deformación Dc encuadrados en el tipo 1 de RAMSAY (op. cit.), es decir domos y cubetas. El hecho de que estas estructuras muestren en las dos sinformas mencionadas direcciones distintas, se debe a la deformación D2 que afecta a la posición del clivaje S1 en la zona de La Dehesa. No obstante, cuando se formaron estas interferencias debían ocupar posiciones similares, como se observa al girar en el Sinforme de La De-
hesa la S1 hasta una posición hercínica normal.
En algunos casos, sin embargo, se ha podido corroborar la existencia de fenómenos de interferencia de tipo 2 de Ramsay, como es el caso del sector central d ela figura 28, en una zona próxima a donde existen domos y cubetas típicos. La posible coexistencia de estos dos modelos de interferencia ha sido mostrada por GHOSH y RAMBERG (1968) en modelos experimentales y regionalmente por JULIVERT y MARCOS (1973) en la Zona Cantábrica del Macizo Hercínico Peninsular. La aparición de un tipo u otro de interferencia parece estar condicionada principalmente por el mayor o menor grado de apretamiento de los pliegues previos
No se han apreciado fenómenos frágiles asociados a esta deformación D1 en ningún lugar donde aflora el Grupo Ibor-Navalpino.
La deformación D1 en las rocas del Grupo Valdelacasa
El Grupo Valdelacasa aparece en el extremo NE del anticlinal de Navalpino, en la zona de Fontanarejo, y más al E, en un afloramiento aislado rodeado por materiales ordovícicos, el Domo del Alcornocal. El primer afloramiento es el más importante de los dos, pues en él aflora la Brecha de Navalpino y la Fm. Pusa, mientras que en el segundo apenas si se ven los materiales de la Fm. Azorejo, recubiertos por un delgado espesor de materiales cuaternarios.
La deformación D1 en la zona de Fontanarejo
En la zona de Fontanarejo afloran, dentro del Grupo Valdelacasa, la Brecha de Navalpino y la Fm. Pusa. La cartografía de estos materiales puede verse en el mapa y en un esquema estructural a mayor escala (1. 25 000) en la Fig. 49. Los buzamientos de estos materiales tienen en general orientaciones hacia el N y NE, debido a los efectos del bascualmiento preordovícico, cuya existencia ya se indicó, y presentan valores medios (Fig. 50), lo que los diferencia notablemente de los dos grupos infrayacentes (compárese la figura 50 con la 22 y la 27). En estas figuras se aprecia que la estructura más notable de la zona es un gran pliegue con la traza orientada N-S y que lleva asociados algunos pliegues a menor escala. Los pliegues en este grupo llevan siempre asociado a su plano axial un clivaje S1, también en posición N-S, relacionado con la deformación D1 al igual que sucedía en los otros grupos. Esta posición anómala del clivaje S1 y de los pliegues es el resultado de la deformación D2 que afectó a la zona con posterioridad. Esto puede comprobarse siguiendo el trazado de estos mismos pliegues hacia el SO, en los materiales infrayacentes del Grupo Ibor-Navalpino y el Grupo Domo Extremeño, donde puede verse como adquieren una disposición hercínica normal ONO-ESE. No obstante, al contrario de lo que ocurre en estos materiales infrayacentes, en los que, como vimos, existen deformaciones importantes previas a la D1, en el Grupo Valdelacasa los pliegues atribuidos a la deformación D1, son las primeras estructuras originadas.
En su flanco NO, el anticlinal mencionado anteriormente presenta una serie de pliegues menores, en general de carácter no muy apretado, que en su mitad occidental presentan el clivaje S1 orientado conforme a las directrices hercínicas (30/90). Esta dirección va cambiando según se avanza hacia el E, hasta llegar a situarse en posición N-S, al igual que ocurre, según se indicó ya, en la zona del núcleo del anticlinal. El cambio de orientación se aprecia sobre todo en el flanco E del anticlinal, que en su parte Sur se dispone 150/90 y cambia hacia el N rápidamente hasta 35/90, para estabilizarse más arriba en posición N-S, y volver en el extremo N del afloramiento a situarse en una posición hercínica normal (ONO-ESE). Estos cambios de posición dibujan en conjunto una figura en “S” cuyo origen debe buscarse en la deformación D2.
En conjunto, los pliegues menores D1 presentan una fuerte dispersión tanto de sus planos axiales como de sus ejes (Fig. 52). Los ejes, por lo general, no presentan inclinaciones fuertes, aunque existe alguna excepción, que en este caso no se debe a la existencia de deformaciones previas, sino posteriores , en este caso al deformación D2 (Fig. 52). Los ángulos entre flancos de estos pliegues menores, presentan una fuerte variación entre 50 y 170º, aunque con un valor modal situado en torno a los 105º (Fig. 53).
Resumiendo las características generales de la deformación D1 en la zona de Fontanarejo, podemos decir que existe un gran anticlinal que se debe de corresponder al Anticlinal de Navalpino observable en los ma-
teriales ordovícicos y que también debe corresponder al pliegue D1 antiformal que cambia las inclinaciones del eje del Sinforme del Torilejo a cada lado del Embalse del Cíjara. Este pliegue ha sido rotado y en la actualidad presenta direcciones N-S, exceptuando su borde N, donde el clivaje S1 vuelve a girar hacia posiciones N115ºE.
La deformación D1 en el Domo del Alcornocal
En este domo, aparecen el techo de la Fm. Pusa y la Fm. Azorejo, que no afloraba en la zona de Fontanarejo, aunque en este caso se encuentra muy recubierta de materiales cuatrenarios, lo que dificulta enormemente las observaciones de campo.
Este domo constituye la estructura más oriental del Anticlinal de Navalpino (Fig. 21 y Mapa), y las formaciones aflorantes conforman en su interior un amplio anticlinal de trazado NO-SE excepto en su parte más meridional donde cambia a N-S. Este pliegue posee un clivaje asociado, claramente desarrollado en las pelitas, el clivaje S1. por todo ello pensamos que se trata del Anticlinal de Navalpino que discurre bajo al cobertera ordovícica despegada desde Fontanarejo, y aflora aquí con dirección claramente hercínica, como se corresponde a la prolongación de la rama N de la flexión en “S” trazada por dicho anticlinal en la zona de Fontanarejo. Este pliegue lleva asociados algunos pliegues menores coherentes con el anticlinal mayor.
Uno de estos pliegues, de tamaño métrico, puede verse en al Fig. 54, donde destaca su carácter abierto y el abanico divergente que forma en él la S1. En al Fig. 54, puede verse una ampliación de la figura anterior en su flanco oriental donde se desarrollan dos cuñas en materiales competentes que vergen en sentidos opuestos.
No se han encontrado en el Grupo Valdelacasa estructuras mayores de este tipo, aunque es muy probable que ello se deba a la intensa fracturación posterior existente en la zona y a los malos afloramientos, dado que niveles tan competentes como los conglomerados de cuarzo y de fosfato podrían haberlas producido.
La prolongación hacia el Sur del afloramiento del Grupo Valdelacasa que estamos describiendo resulta muy problemática. De hecho, en el trabajo de campo no se ha logrado localizar ni un solo afloramiento de este grupo más al Sur de la falla E-O que lo afecta. Sin embargo, la continuación de la traza anticlinal en los materiales ordovícicos es muy clara (ver mapa).
La deformación D1 en las rocas ordovícicas
Los materiales ordovícicos se depositan discordantemente sobre todos los demás como se deduce claramente de la cartografía y en especial del ocultamiento que sufren bajo él los distintos niveles del Grupo Valdelacasa en la zona de Fontanarejo. La estructura del Ordovícico se debe exclusivamente a la Deformación Hercínica, y por tanto, esta deformación D1 es la primera etapa que los afecta. El principal resultado de la deformación D1 en estos materiales son los pliegues, destacando la gran forma anticlinal de Navalpino. Se trata de un pliegue de traza E-O, con cierta tendencia ONO-ESE, con amplios flancos generalmente rectos buzando una media de 45º tanto al N como al S y una zona de charnela muy amplia y algo compleja con numerosos pliegues menores, tanto en “M” en su zona central como en “S” y en “Z” en las partes próximas a sus flancos. Estos pliegues pueden verse tanto en la terminación oriental del anticlinal como en la occidental (ver mapa y cortes I a IV). También en la zona central, en relación con el flanco N, puede verse un amplio sinclinal de este tipo. Todos estos pliegues tienen su plano axial próximo a la vertical y por tanto son pliegues sin vergencia (con alguna excepción en los pliegues menores); sus ejes se inclinan al E en el extremo oriental y al O en el occidental, como corresponde a una forma de domo alargado, manteniéndose próximos a la horizontal en la larga zona central. Los ángulos de inmersión de estos pliegues alcanzan rara vez los 30º. Las amplitudes de estos pliegues son bastante variables (Fig. 55), debido probablemente a variaciones de competencia litológica en los niveles afectados, así como al carácter poco evolucionando de estos pliegues. En los de mayor tamaño predominan las formas abiertas. Su tamaño varía de métrico a kilométrico.
Llama la atención la presencia de algunos pliegues de flanco en el extremo oriental del anticlinal, en el flanco N, justo al NO del pueblo del Alcornocal (ver mapa). Estos pliegues, los interpretamos como estructuras
Fig. 16A.- A) Proyección de los ejes de los pliegues D1 en el Grupo Valdelacasa, con predominio de los orientados al NE.
B) Proyección polar de los planos axiales de los mismos pliegues, también con predominio de los orientados NESO e inclinación preferentemente subvertical.
asociadas pliegue-falla, disponiéndose la fractura en dirección NNO-SSE y subvertical, elevando su labio occidental con un juego de algunos centenares de metros. Lso pliegues muestran sus ejes inclinándose hacia el NO. Esta estructura resulta posteriormente afectada por la deformación D2, lo que permite datar la fractura mencionada como perteneciente a la deformación D1 y por tanto asociada al pliegue.
Todos los pliegues mencionados llevan asociado un clivaje S1 de plano axial, observable preferentemente en los niveles pelíticos, que es donde mejor se desarrolla, llegando a tomar el aspecto de un contínuo (sensu BASTIDA 1981). En las cuarcitas y conglomerados el clivaje apenas es perceptible, presentándose a lo sumo como un clivaje espaciado (BASTIDA op.cit.).
Existen también algunas fracturas y zonas de falla de atribución temporal dudosa, como sería el despegue del Ordovícico sobre los Grupos Domo Extremeño e Ibor-Navalino en la zona central del flanco S del Anticlinal de Navalpino, que probablemente se deban al plegamiento de una superficie discordante que acaba generando un despegue. Asimismo, en la zona central, pero en su flanco N, se observan cabalgamientos que podrían responder a cuñas del tipo de las vistas en la Fm.Azorejo, aunque su disposición en la prolongación de fallas de desgarre asociadas a la deformación D2 nos hace atribuirlas a esta otra deformación. Otra cuña que sí parece relacionarse con las primeras etapas de la deformación D1 aparece en el flanco S, al Oeste del pueblo de Arroba, afectando desde el despegue Ordovícico-Preordovícico hasta la cuarcita en facies Armoricana.
Los clivajes asociados con la deformación D1 (S1 y Sf)
En relación con al deformación D1, aparecen dos tipos de clivajes diferentes, que denominaremos S1 y Sf. El primero está ampliamente representado en todo el anticlinal de Navalpino y en todos sus materiales, mientras el segundo se encuentra solamente en determinadas localidades del Grupo Domo Extremeño. Para la descripción de los clivajes usaremos la terminología empleada por BASTIDA (1981) y BORRADAILE y otros (1982).
Su distribución a través del anticlinal es irregular, pues si bien está ampliamente desarrollado en el Grupo IborNavalpino, en el Grupo Domo Extremeño en muchas ocasiones no se observa; en algunos casos, aunque no se observe a simple vista, sí que está presente cuando se analiza en lámina delgada, debiéndose esto, como ya se indicó, a que es paralelo a la estratificación. En otros casos, sin embargo, esta ausencia del clivaje S1 en afloramiento, en los materiales del Grupo Domo Extremeño, es debida al escaso desarrollo que presenta esta microestructura.
Microscópicamente este clivaje aparece siempre en los términos pelíticos o ligeramente arenosos y no se observa habitualmente en las areniscas, cuarcitas o conglomerados. Esta foliación aparece en el campo tanto como un clivaje espaciado como con aspecto penetrativo, dependiendo de la litología, pues cuanto más pizarrosa es esta, más frecuente es el carácter penetrativo. A este respecto, llama la atención el que los casos más penetra-
tivos, se hayan visto en el Grupo Valdelacasa y sobre todo en el Ordovícico, en contraposición a los Grupos Ibor-Navalpino y Domo Extremeño que ocupan una posición estructuralmente inferior, siendo al única causa que se ha encontrado para ello, la diferencia litológica entre estas unidades, pues parece que pizarras más puras, es decir, de grano más fino, se encuentran con más frecuencia en los dos conjuntos litológicos superiores.
Al microscopio aparece una amplia variedad de tipos de clivaje, pudiendo ser este primario o secundario. Cuando se trata de un clivaje primario, puede aparecer en sus estadios menos evolucionados como un clivaje grosero bastante penetrativo en los términos lutíticos e incipiente en los areniscosos. En algunos casos este clivaje se desarrolla a partir de una crenulación de la fábrica sedimentaria, lo que obviamente implica una disposición planar de los elementos mineralógicos constituyentes de los términos pizarrosos (filosilicatos preferentemente) adecuada, es decir paralela a la S0 (Fig. 56 A). En dicho caso se forman micropliegues de la fábrica sedimentaria generalmente asimétricos, en cuyos flancos largos se forman dominios planares no muy contínuos, con acumulación de máficos preferentemente. Los dominios no exceden de 15 mm, y los microlitos tienen un tamaño medio de 55 mm. En casos en que el clivaje muestra un desarrollo algo mayor, siempre en términos pelíticos, puede aparecer como un clivaje pizarroso grosero, en el que destaca el crecimiento de micas orientadas paralelamente a S1 (Fig. 56 B y C, este último caso con la particularidad de ser paralelos S1 y S0). Se trata de un clivaje definido por la orientación mineral preferente de algunos filosilicatos, sin que se observen superficies claras de discontinuidad (Fig. 56 B), aunque en otras ocasiones sí se observan (Fig. 56 C), teniendo estas superficies carácter fundamentalmente rectilíneo, una anchura de 10 mm y una separación media de 60 mm. En los dominios, aparte de la presencia de filosilicatos recristalizados, tiene lugar también una acumulación de minerales máficos.
En ocasiones, en estos clivajes se observan porfiroclastos de clorita-moscovita (ROY 1978), cuya existencia parece controlada por la composición favorable de la roca y por la orientación de los cristales de moscovita, que forman en estos casos, un gran ángulo con el clivaje (ALLER y otros 1987).
Cuando el clivaje S1 se sobreimpone a la Sc, se forma un clivaje de crenualción (Fig. 56 D). Está formado este clivaje por dominios que coinciden con los flancos de los pliegues normalmente muy abiertos, donde se acumulan los máficos. Se trata por tanto de un clivaje no muy desarrollado con dominios próximos a las 10 mm de anchura y separados una media de 75 mm
Los mecanismos por los que se forman estos clivajes son dos fundamentalmente:
1) La disolución por presión, presente en todos los casos y evidenciado en primer lugar por la diferenciación mineral entre los dominios de clivaje, con máficos sobre todo y los espacios entre ellos (microlito-
nes), con cuarzo y otros minerales (filosilicatos, preferentemente). En segundo lugar, puede citarse también la existencia de granos de cuarzo con bordes paralelos al clivaje y cortados por los dominios de clivaje. Este mecanismo actúa en todos los casos, aunque aparece sobre todo en los primeros de desarrollo del clivaje.
2) La cristalización orientada y recristalización de filosilicatos. Adquiere mayor importancia en los casos de clivaje más desarrollado (clivaje pizarroso algo grosero, Fig. 56 B). Los minerales que cristalizan nuevos en estas etapas tan bajas del desarrollo del clivaje son siempre filosilicatos, fundamentalmente clorita y sericita
Clivaje Sf
Fig. 17.-
A) Pliegue D1 en la Fm.Azorejo (GV), en el Domo del Alcornocal, obsérvese su carácter abierto y la disposición en abanio del clivbaje S1 (lápiz).
B) Ampliación del flanco oriental del pliegue anterior donde se observan dos cuñas antitéticas afectando a la capa areniscosa.
Aparece en el borde SE del Domo de Navalpino, en materiales del Grupo Domo Extremeño. Ejemplo similares se han denominado “clivaje de fractura” (FOSTER y HUDLESTON 1986). Se caracteriza por tratarse de una anisotropía planar penetrativa a escala de afloramiento, paralela a la máxima compresión que sufre el material donde se desarrolla, lo que lo diferencia claramente de los clivajes normales que suelen ser de plano axial de los pliegues, y por tanto ortogonales a la máxima compresión. Así, este clivaje se desarrolla en los flancos reaplastados de los pliegues hercínicos de primera fase, donde el clivaje S1 no se aprecia a simple vista por ser paralelo a la estratificación, y por tanto es subperpendicular a los planos axiales de los pliegues menores del otro flanco, el replegado. Se trata por tanto de un clivaje desarrollado en régimen de distensión. Y sus superficies abiertas se encuentran normalmente rellenas de cuarzo, pero también de óxidos de Fe y Mg (Fig. 57). Al microscopio aparece como una grieta de tensión recta con una anchura en su punto máximo muy variable, pero que no suele ser inferior a las 182 mm, y una longitud que en general alcanza la anchura de la capa en la que se forma, ya que este clivaje solamente se desarrolla en las capas areniscosas competentes (Fig. 57), y no tiene representación en los términos pelíticos.
La deformación D2
Deformaciones postriores a la primera etapa de deformación hercínica en la Zona Centroibérica se han des-
crito para el área de Salamanca como responsables de cizallas subhorizontales asociadas a pliegues de charnelas curvadas y a un fuerte clivaje de crenualción o a una esquistosidad bien desarrollada (DÍEZ BALDA 1986). Por otra parte, cizallamientos subverticales responsables de flexiones en el trazado cartográfico de los pliegues de la deformación D1 hercínica se han citado en varios sectores de la Zona Centroibérica (DÍEZ BALDA y otros 1990, CASTRO 1986) y en concreto para los Montes de Toledo (ROIZ 1979, ROIZ y VEGAS 1980, ALLER y otros 1986, ORTEGA 1986).
En la zona estudiada, la deformación de carácter subho-
rizontal no aparecee, e inmediatamente después de la deformación D1 las estructuras que se desarrollan corresponden a cizallas subverticales, consideradas aquí como una deformación D2. Esta etapa está representada está representada en todo el Anticlinal de Navalpino, pero con especial intensidad en su mitad oriental. Corresponde a una cizalla de dirección ONO-ESE, o lo que es lo mismo 25/90, vertical y de carácter levógiro. Un primer efecto importante de esta cizalla es el despegue que origina entre el PreOrdovícico y el Ordovícico en parte del sector oriental del Anticlinal de Navalpino. Este despegue es perfectamente observable en la zona de Fontanarejo, donde las trazas del Anticlinal de Navalpino en el Ordovícico y el PreOrdovícico son completamente ortogonales (Fig. 21). Además la traza del Anticlinal de Navalpino en los materiales PreOrdovícicos dibuja una figura en “S”, como ya se mencionó, de magnitud kilométrica, mientras que en los materiales Ordovícicos que rodean la zona, tanto los ejes de los pliegues menores, como el clivaje S1 muestran direcciones Hercínicas normales (ver Mapa
y Fig. 49). En algunas ocsaiones en que el afloramiento lo permite, este despegue puede observarse, como sucede en la carreteraArroba-Navalpino en las inmediaciones de esta última localidad, donde se observa uan fuerte tectonización, fundamentalmente a base de pequeñsa fracturas y grietas de tensión, de carácter subparalelo al contacto entre la Fm. Pusa y el Conglomerado Basal ordovícico.
Según se acaba de indicar, los materiales del Anticlinal de Navalpino se comportan frente a la deformación D2 de dos maneras diferentes. Por un lado, los materiales preordovícicos responden a esta deformación con importantes fenómenos de plegamiento y fracturas asociadas; mientras que, por otra parte, en el Ordovícico se forman casi exclusivamente fracturas. Esta diferencia de comportamiento puede explicarse probablemente en gran parte como debida al diferente grado de competencia de los materiales que forman ambas series. De este modo, las secuencias dominantemente pelíticas del Preordovícico se plegarían con más facilidad que las series en gran parte cuarcíticas y conglomeráticas del Ordovícico. Debido a todo ello, trataremos de las características de la deformación en cada uno de estos conjuntos de materiales en dos apartados diferentes.
La
Como ya se indicó, debido a la existencia de un despegue en la base del Ordovícico, todo el Preordovícico se comporta fundamentalmente frente a esta deformación como una sola unidad. Tenemos en esta deformación
D2 tanto pliegues como fallas, a menudo asociados, pero otras con carácter independiente. Para definir los pliegues tendremos en cuenta principalmente el trazado del clivaje S1, por ser este el elemento geométrico que permanecía con una orientación constante NO-SE (aproximadamente) antes de la deformación D2 (Fig. 58).
Los pliegues D2 en los materiales preordovícicos
Se encuentran en el Anticlinal de Navalpino dos zonas con flexiones que afectan al clivaje S1, producto de la deformación D2:
1) La Flexión del Cíjara: En el núcleo del Domo de Villarta, en materiales del Grupo Domo Extremeño se observa uan flexión en “S” poco importante en el trazado del clivaje S1 (ver mapa y Fig. 21), sin prolongación aparente ni al SE, ni al NO. Se trata de una zona de cizalla de aproximadamente 1 Km en su parte más ancha, de dirección ONO-ESE y de rápida amortiguación lateral (3-4 Km). Su inclinación es vertical y su juego levógiro. Todas estas características permiten atribuir esta estructura a la deformación D2, y no a un movimiento de arrastre en relación con las fallas tardías dextrógiras que se observan en el área.
2) La Flexión de La Dehesa: Situada en la parte orientla del Anticlinal, presenta un tamaño considerable, pues comienza en el curso medio del arroyo San Marcos y se prolonga hasta la cabecera del arroyo del Puerto (E de Fontanarejo), lo que implica que la zona de flexión en “S” tenga unos 11 Kms de ancha. Esta flexión atraviesa materiales de los tres Grupos preordovícicos produciendo el mismo efecto en todos ellos (Fig. 21). Se trata de una flexión vertical, con un clivaje asociado (S2) de crenulación, visible en todos los materiales preordovícicos que presentan un carácter suficientemente pelítico. La orientación de tal clivaje es bastante constante, con una orientación media de 20/90 (ver mapa y Figs. 49 y 59). Este clivaje será descrito al final de este capítulo. Dado el tipo de afloramientos y la presencia inmediata de rocas ordovícicas despegadas y no afectadas por la flexión, no es posible estimar la longitud de dicha flexión, pero esta, dada su anchura, debe ser muy importante. Lo mismo indicaría el hecho de que todo el Anticlinal de Navalpino a nivel del Grupo Valdelacasa se encuentre afectado. Dado el trazado en “S” que dibuja, es de esperar que el sentido y la dirección de la zona de cizalla sea el mismo que en el caso anterior, es decir ONO-ESE, y su carácter levógiro.
Las fallas D2 en los materiales preordovícicos
Asociadas a la Flexión de la Dehesa, se encuentran diferentes estructuras, entre las que se puede incluir no sólo el clivaje S2, sino toda una serie de fracturas, que se pueden clasificar en varios grupos de acuerdo con su posición, orientación y movimiento. El primero de estos grupos corresponde a fracturas prácticamente longitudinales a la estratificación en la rama corta de la doblez en “S” que constituye la flexión (dirección N-S ó NO-SE), y que forman, por tanto, un fuerte ángulo con la zona de cizalla. Se trata de fallas prácticamente verticales con un probable juego levógiro de algunas decenas de metros de movimiento y que intersectan claramente la zona de charnela superior de la flexión (ver mapa, Figs. 21 y 49). No se han encontrado equivalencias entre estas fallas y las desarrolladas en una zona de cizalla según los esquemas tradicionales (SWANSON 1988), pero sí un caso de desarrollo de fracturas similares en relación con una flexión, en unas condiciones parecidas a las descritas aquí (WINSOR 1985). En cualquier caso, la situación de estas fracturas en la zona más apretada de la flexión, parece relacionarlas claramente con el desarrollo de esta.
Otro grupo importante de fracturas se desarrollan a partir del contacto Grupo Valdelacasa-Ordovícico en la cabecera del arroyo de los Chapiteles, al SE de Fontanarejo. A partir de este punto y hacia el Oeste, surgen varias fallas en abanico, todas ellas muy próximas a la vertical y con direcciones aproximadas E-O, que afectan a algunas de las del grupo citado con anterioridad. La falla situada más al N llega a afectar al Ordovícico del flanco N y posteriormente se une con la gran falla de Alcoba (vre más adelante y la Fig. 21). La evolución hacia el O de estas fallas es difícil de seguir, pero al menos algunas se transforman en fracturas E-O que elongan considerablemente
el flanco NO del Anticlinal de Navalpino en los materiales del Grupo Valdelacasa, e incluso despegan el contacto con el Ordovícico, tal como se puede observar en la carretera en las inmediaciones de Navalpino. Todas estas fallas parecen ser levógiras.su punto de nucleación se corresponde con una sola falla que afecta al Ordovícico, pasándose de una sola fractura (Falla de los Chapiteles) en estos materiales, a una diversificación en abanico con procesos complejos de evolución lateral en los grupos inferiores. Es muy posible que a medida que se internan en los materiales preordovícicos, estas fracturas desaparezcan, siendo su movimiento absorbido por la flexión .
Un tercer tipo de fracturas lo constituyen las fallas del tipo de la Falla de Fontanarejo (Fig. 21), de carácter subhorizontal y movimiento del bloque superior hacia el E (ver Corte III-III´). Con seguridad esta falla se encuentra asociada al despegue entre Ordovícico y Preordovícico y si ha podido ser identificada se debe a su posición solidaria en el flanco NO del Anticlinal. Fractura similares deben de existir en el flanco Oriental, pero debido a la complejidad de este sector, no han podido ser identificadas. Esto viene además remarcado porque en el trabajo de campo, sobre todo en dicho flanco Oriental, se aprecia en ocasiones un importante diaclasamiento acompañado de exudación de venas de cuarzo de carácter subhorizontal. Prácticamente todas las fallas, pero en especial las del primer grupo, van acompañadas de fuertes fenómenos de diaclasamiento en sus proximidades, que varían de posición cuando lo hace la falla. Se trata de un diaclasamiento a escala métrica y normalmente con un par de grupos de diaclasas conjugadas y a cuya bisectriz del ángulo obtuso se encuentra asociada la orientación de la falla.
Las superficies de fractura, dado el tipo de afloramiento de la zona, rarmente son visibles y cuando lo son se presentan como una zona de algunso metros de anchura con materiales tectónicamente muy desorganizados (por ejemplo pizarras con la S1 muy rotada en cada bloque métrico) y rellenos de vetas de cuarzo. En algunos casos, indicados en la cartografía, son visibles niveles métricos de cuarzo.
La cuantificación del movimiento de las fracturas es difícil, dada la complejidad cartográfica del área. En algún caso en que la medida es posible, esta oscila entre decenas y centenares de metros.
La deformación D2 en los materiales ordovícicos
Al contrario que en el caso precedente, aquí apenas se forman flexiones o pliegues, sino tan sólo una ligera desviación de todo el conjunto del Anticlinal de Navalpino hacia posiciones E-O, que contrasta también con la posición NO-SE del mismo anticlinal en el extremo oriental de la zona estudiada (área del Domo del Alcornocal). Así pues prácticamente toda la deformación producida por la D2 en el Ordovícico se circunscribe a fracturas que describiremos a continuación.
Comenzando la descripción de las fracturas por la parte oriental del anticlinal, el hecho que más llama la atención consiste en que de la Falla de los Chapiteles al S (ver situación en la Fig. 21), todo el flanco aparece prácticamente sin ser afectado por la D2, mientras hacia el N abundan muchísimo las fracturas.
La Falla de los Chapiteles es una falla vertical, que en la parte más oriental afecta a los materiales ordovícicos de la zona de charnela y comienzo del flanco Sur del anticlinal, formando un duplex con tres segmentos de 1 Km de longitud y dirección N-S. Hacia el O, la falla se presenta como una estructura sencilla, cambiando de dirección de E-O a NO-SE y después otra vez a E-O. Mas hacia occidente, al llegar al contacto con los materiales preordovícicos, esta falla se desfleca en varias otras, de direcciones variadas (ver mapa), a las que ya se hizo alusión anteriormente. De este conjunto de fracturas, la situada más al N, de trazado NO-SE enlaza con la Falla de Alcoba, que es otra de las fallas principales de la zona de cizalla que se describirá posteriormente (ver mapa y Figs. 21 y 60). El movimiento de la Falla de los Chapiteles puede deducirse en algunos sectores donde se reconocen contactos a un lado y otro de ella, y en conjunto, teniendo en cuenta todos los datos, es razonable pensar en un movimiento principal levógiro con una cuantía estimada en 300 ó 400 m, al menos para el sector occidental del trazado de esta falla, aunque localmente se encuentran algunos datos que indican la existencia de otras componentes. Resulta destacable que esta falla afecta tanto a la zona de charnela del pliegue principal como a su flanco N, cuando en el resto del Anticlinal de Navalpino, los trazados de
pliegues y fallas (Falla de Alcoba, etc.) son paralelos. Teniendo en cuenta que en general las zonas de cizalla, en esta parte de la Cadena Herciniana, son ligeramente oblícuas al trazado de los pliegues preexistentes, y que su trazado presenta alternancias de zonas con paralelismo entre pliegues y fallas, y zonas con fuerte oblicuidad, en el caso que estamos describiendo nos encontramos con ambos tipos de relaciones (Fig. 60).
Otras fracturas importantes son las que afectan a los pliegues menores mencionados al NO del pueblo del Alcornocal (Fig. 21). Se trata de varias fracturas de dirección E-O, inclinadas una media de 50º hacia el Norte con un movimiento complejo, cabalgante de su labio N y de desgarre levógiro, como se deduce de sus efectos sobre los planos axiales de los pliegues afectados. Su movimiento neto oscila entre los 200 y los 300 m y afectan también a alguna falla previa descrita ya como asociada al plegamiento. Estas fracturas producen un efecto curioso relacionado con la morfología del Domo del Alcornocal, y es que si bien el pliegue en la zona de charnela es NO-SE, como asimismo lo son los planos axiales de los pliegues menores, la deformación asociada a las fracturas produce una rotación levógira del flanco, lo que da al Domo una apariencia , falsa de dirección E-O. Fracturas similares con componente cabalgante claro y probablemente también de desgarre, pueden observarse a lo largo de todo el flanco N del Anticlinal de Navlapino (vre mapa y Fig. 21). Se trata de estructuras muy inclinadas, que cabalgan el labio N unos 300 ó 400 m, y que probablemente conecten en profundidad con la falla de Alcoba. Además estas estructuras se hayan relacionadas
Fig.- 21.- Esquema de la disposición de fracturas D2 que afectan al flanco Norte del Anticlinal de Navalpino. lateralmente con las fallas de desgarre que afectan al Grupo Valdelacasa y a su contacto con el Ordovícico.
La Falla de Alcoba será descrita aquí brevemente, aunque ya se encuentra fuera de los límites de la zona estudiada. Se trata de una gran estructura de dirección ONO-ESE y de carácter vertical que separa el Anticlinal de Navalpino del Sinclinal inmediato hacia el N (el Sinclinal de Guadarranque –Hornillo) (ver mapa y corte I-I´). Su juego no está claro, pudiendo tanto ser de desgarre levógiro, como elevador de su labio S. Esta fractura debe acumular todos los juegosde desgarre que se observan a lo largo del flanco N del anticlinal, puesto que ninguna de las fracturas descritas tiene equivalentes en el sinclinal inmediato, el cual permanece sin afectar. Al separar materiales muy diferentes y transcurrir paralelamente al trazado de los pliegues, no se puede precisar con seguridad la cantidad de movimiento que tiene la fractura, aunque es muy posible que este sea kilométrico y el responsable de la inflexión hacia un trazado E-O que muestra el Anticlinal de Navalpino. Es posible que esta falla se prolongue más al E de donde está cartografiada (ver mapa), rodeando el flanco N del Domo del Alcornocal, de cuyas fracturas actuaría como colector, pero dado que su trazado transcurriría por las pizarras ordovícicas masivas y dado su recubrimiento por los materiales cuaternarios, esto no se puede asegurar.
En conjunto, todas estas fracturas apenas afectan la orientación de los ejes de los pliegues, ni el clivaje S1, que en todo el anticlinal a este nivel se mantiene NO-SE.
En el flanco S del anticlinal no existen estructuras comparables a las descritas, tan sólo en el extremo más occi-
dental se encuentra una fractura, que aunque de atribución dudosa, podría ser equivalente. Se trata de un accidente de orientación NO-SE y muy inclinado hacia el N, que habitualmente superpone el Precámbrico sobre el Ordovícico. El movimiento, teniendo en cuenta los espesores de serie omitidos debe de ser de unos pocos centenares de metros. Si esta estructura se incluye en este apartado, es, primero por su dirección, segundo porque evidencias de campo en la carretera al S de Villarta, inmediatamente fuera de la zona estudiada, indican que existen cabalgamientos menores, probablemente asociados a ella, que afectan al clivaje S1 ya formado, y tercero, porque su movimiento no parece compatible con las deformaciones tardías que describiremos más adelante.
El clivaje S2
En la zona de Fontanarejo, en los materiales de los tres grupos preordovícicos, se desarrolla, asociado a la Flexión de La Dehesa, un clivaje de crenulación de dirección constante entre 20/90 y 40/90 (ver mapa y Figs. 23 y 49). Esta dirección se corresponde con la de la traza axial de la flexión que dibuja el Anticlinal de Navalpino y es también coherente con la dirección de la zona de cizalla a la que va asociado. Este clivaje muestra siempre las mismas características, debido probablemente a la semejanza litológica de los grupos afectados. Se desarrolla el clivaje S2 siempre en los términos pizarrosos, no siendo observable en los areniscosos ni conglomeráticos. Aparece en el campo como un clivaje de crenulación espaciado, levemente marcado en las rocas. Al microscopio, en los términos pelíticos se observa un microplegamiento por lo general asimétrico (Fig. 61), pero también simétrico en los casos en que se trata de zonas de charnela de inflexiones menores asociadas a la mayor. Los micropliegues, como suele ser normal, tienen el flanco mayor transformado en un dominio de clivaje de unas 10 mm de ancho, y los dominios están separados por microlitos de 180 mm de espesor medio. En los dominios se produce una fuerte acumulación de minerales máficos; suelen ser bastante lineales, aunque de no mucha continuidad longitudinal.
El macansimo fundamental de formación de este clivaje, aparte del “Buckling”, es la disolución por presión, lo que se evidencia por la diferenciación mineral entre dominios de clivaje y microlitos. También hay algunos granos de cuarzo con los bordes cortados por los dominios. En dichos dominios no se han encontrado evidencias de recristalización, ni cristalizaciones nuevas.
LAS DEFORMACIONES TARDÍAS
Consisten básicamente en una ancha (más de 1 Km) y larga zona de fractura vertical que afecta tanto al flanco N como al S del Anticlinal de Navalpino, y está constituida por varias fallas cuyo trazado es más rectilíneo en los materiales ordovícicos y más anastomosado en los precámbricos. Esta zona de fractura afecta al extremo NO del anticlinal (ver mapa), para pasar después al flanco S mediante un trazado NO-SE. Una ramificación se desvía con dirección ONO-ESE y, trascurriendo a lo largo del Embalse del Cíjara, llega a cortar otra vez al flanco S, a la altura del Torilejo. Cuando la fractura o zona de falla afecta al flanco S, es claramente observable su movimiento dextrógiro, que para cada ramal descrito presenta un movimiento cercano en ambos casos al kilómetro. Dada su orientación y movimiento esta fractura no es compatible con la Zona de Cizalla que produce la deformación D2, y al afectarla de forma clara debe de ser considerada como un evento posterior.
COMPARACIÓN DEL ANTICLINAL DE NAVALPINO CON OTRAS ESTRUCTURAS ANTICLINALES DE LA ZONA CENTROIBÉRICA
El Anticlinal de Navalpino se encuentra rodeado tanto al O, como al N y al S por otros grandes pliegues hercínicos, en el interior de cuyos anticlinales afloran extensamente materiales anteordovícicos, presentando cada uno de dichos anticlinales características por lo general peculiares tanto en su litoestratigrafía como en su historia deformacional.
Dado que estos materiales anteordovícicos presentan una gran monotonía litológica y una gran dificultad de datación, resulta muy difícil establecer tanto su estratigrafía como su estructura. Por esta razón resulta
de sumo interés comparar los resultados obtenidos en este trabajo con los conocimientos disponibles en el resto de la Zona Centroibérica, y encuadrarlos en su contexto geológico regional. Sin embargo, esto resulta difícil ya que el grado actual de conocimiento de los materiales anteordovícicos en los diferentes anticlina-
Fig. 22.- Clivaje de crenulación S2 les de la Zona Centroibérica es muy bajo, no existiendo apenas estudios de estos materiales y sobre todo de la deformación que presentan. Es por ello que en este capítulo nos basaremos en algunas publicaciones aparecidas en los últimos años, por lo general de carácter local, en un mapa de síntesis a escala 1: 200 000 realizado por Minas de Almadén y Arrayanes para el Proyecto Hespérica, y sobre todo en el conocimiento que posee el propio autor del presente trabajo de los diferentes anticlinales de la Zona Centroibérica.
Al N del Anticlinal de Navalpino se encuentra el Anticlinal de Valdelacasa, en donde aflora extensamente el grupo Valdelacasa (MORENO 1974, PARDO ALONSO & ROBLES CASAS 1988). Las características tanto estratigráficas como estructurales del Grupo Valdelacasa en el Anticlinal de Valdelacasa son por completo similares a las que muestra en el Anticlinal de Navalpino, descritas ampliamente en este trabajo, con la salvedad de que en el primero de los anticlinales citados llegan a aparecer las Calizas de los Navalucillos, debido a que el basculamiento producido por la deformación Preordovícica es hacia el NE, lo que permite, en esta dirección, la aparición de materiales más jóvenes, naturalmente siempre preordovícicos. Hasta la actualidad no se han descrito en estos materiales pliegues bien desarrollados de edad prehercínica, sino tan sólo algunas flexiones muy abiertas probablemente asociadas al basculamiento mencionado. La cartografía de todo el anticlinal muestra pliegues claramente de primera fase hercínica, donde se desarrolla un clivaje de plano axial asociado, como es normal enla mayoría dela Zona Centroibérica para esta etapa de deformación, y siendo las lineaciones de intersección entre el clivaje y la estratificación subhorizontales. El hecho que más llama la atención en este anticlinal en lo referente al Grupo Valdelacasa, es la ausencia de este grupo en el flanco SO del anticlinal (con excepción del extremo más SO), donde aparece el nivel basal del Grupo, que recibe el nombre local de Olistostroma del Membrillar. Este hecho debe ser interpretado como producto de la erosión posterior al bascualmiento, y tiene perfecta continuidad en el Anticlinal de Navalpino, como se deduce del exámen del mapa 1: 200 000 mencionado más arriba.
Otros lugares donde aflora el Grupo Valdelacasa son el borde N del Anticlinorio de las Hurdes, situado al NO de los anticlinales mencionados ahsta ahora (ROBLES CASAS y ÁLVAREZ NAVA 1988), y sobre todo en la zona de Salamanca-Tamames, al NE del anterior, donde ÁLVAREZ NAVA y otros (1988) atribuyen a este grupo los materiales de las formaciones Aldeatejada y Monterrubio diferenciados por DÍEZ BALDA (1986). En el primero de los lugares citados se menciona esta serie discordante tanto so-
bre materiales equiparables al Grupo Domo Extremeño como al Grupo Valdelacasa. En la zona de Salamanca-Tamames, por el contrario, no aparece la base del Grupo pero su litoestratigrafía es perfectamente coherente con la de la Fm. Pusa descrita en este trabajo. En ninguna de las áreas citadas se han descrito fases de plegamiento suficientemente desarrolladsa previas a la deformación hercínica, sino como mucho algunas flexiones aisladas probablemente producto de la deformación prehercínica ya descrita, y que en ningún caso pueden relacionarse ni en nivel de desarrollo ni en la dirección de sus elementos geométricos con las deformaciones precámbricas que se desarrollaron en los materiales anteriores a este grupo.
Materiales equivalentes a los considerados aquí como pertenecientes al Grupo Ibor-Navalpino aparecen en numerosos anticlinales de la Zona Centroibérica. Así, en el Anticlinal de Ibor, que constituye la prolongación hacia el NO del Anticlinal de Navalpino, se ha identificado perfectamente la presencia de materiales del Grupo IborNavalpino (NOZAL y otros 1988), con características perfectamente asimilables a las que este grupo muestra en la Serie del Castillejo, en el interior del A. de Navalpino. En el A. de Ibor este grupo reposa discordantemente sobre los materiales del Grupo Domo Extremeño, sin embargo no existe al menos hasta el momento información sobre deformaciones propias de este grupo comparables con a la Deformación Cadomiense en el Anticlinal de Navalpino. Otro anticlinal donde aparece el Grupo Ibor-Navalpino es el Domo de Abenojar, donde LORENZO y SOLE (1988) diferencian discordantes por encima de los materiales del Grupo Domo Extremeño una serie político-carbonatada muy similar a la Serie del Castillejo (Grupo Ibor-Navalpino) y otra a techo de la anterior que asimilan al Grupo Valdelacasa. En este Anticlinal, el autor del presente trabajo ha podido observar evidencias de deformación tales como pliegues menores y probablemente clivajes de edad prehercínica, afectando a los materiales del Grupo Ibor-Navalpino, que tal vez pueden considerarse equivalentes a la Deformación Cadomiense descrita en el Anticlinal de Navalpino.
En el Anticlinal del Esteras, situado inmediatamente al Oeste del anterior, también ha sido identificada claramente la discordancia intraprecámbrica separando los materiales del Grupo Domo Extremeño y el Grupo Ibor-Navalpino (Proyecto Hespérica 1987), pero al contrario que en los casos precedentes, los materiales del Grupo Ibor-Navalpino apenas contienen rocas calcáreas y parecen similares a los descritos en este trabajo en la Serie del Torilejo o de La Dehesa. No existe hasta el momento información sobre la deformación de estos materiales, pero su cartografía en el mapa 1: 200 000 del Proyecto Hespérica indica como muy posible su aparición en el núcleo de un gran sinforme prehercínico de dirección ortogonal a estas últimas estructuras, y que podría ser claramente asociado a la Deformación Cadomiense.
En el Anticlinal de Valdelacasa, ya mencionado, por debajo de los materiales del grupo Valdelacasa aparece una potente serie detrítica que en ÁLVAREZ NAVA y otros (1988), y en PARDO ALONSO & ROBLES CASAS (1988) se atribuye al Grupo Domo Extremeño; sin embargo en el mapa 1: 200 000 referido, se consideran estos materiales como pertenecientes al Grupo Ibor-Navalpino. Sobre la deformación que afecta a estos materiales apenas existe información, pero el conocimiento que de ellos tiene el autor del presente trabajo permite afirmar que no existen en estos materiales pliegues de ejes subverticales, y son rarísimos los que cuentan con un eje cuya inclianción alcance los 45º. Sin embargo, la distribución del clivaje hercínico en estos materiales es bastante singular, puesto que aparece claramente desarrollado en algunos flancos, mientras que en otros, subverticales por lo general, es paralelo a la estratificación, lo que indica que existen pliegues previos al desarrollo del clivaje, que debían de tener uan orientación no muy diferente de la de los pliegues hercínicos posteriores. Ante la falta de criterios estructurales o de edad suficientemente claros, no nos atrevemos a considerar en este trabajo estos materiales como pertenecientes inequívocamente a uno de los grupos considerados, pues litológicamente podrían pertenecer tanto al Grupo Domo Extremeño, como al Grupo Ibor-Navalpino en facies profundas, del tipo de las de la Serie del Torilejo o La Dehesa.
La cita más septentrional del grupo Ibor-Navalpino, corresponde a ROBLES CASAS & ÁLVAREZ NAVA (1988), en los que unos materiales pelitico carbonatados, se atribuyen a este grupo en el borde N del Anticlinorio de Las Hurdes. Estos autores consideran que estos materiales reposan discordantemente sobre el Grupo Domo Extremeño, y a su vez están recubiertos también discordantemente por los materiales del Grupo Valdelacasa en una situación similar a la descrita en el Anticlinal de Navalpino. También citan los mismos autores en otro trabajo (ÁLVAREZ
NAVA & ROBLES CASAS 1988) la existencia de una deformación prehercínica caracterizada por el desarrollo de pliegues con clivaje asociado y “mullions”, que no aparece en los materiales atribuidos al Grupo Valdelacasa y que podrían correlacionarse perfectamente con la Deformación Cadomiense del Anticlinal de Navalpino.
Materiales del grupo Ibor-Navalpino aparecen también en el Anticlinal de Alcudia y dentro del gran Anticlinorio Centro-Extremeño; en este último se localizan de una manera dispersa (véase por ejemplo, PIEREN PIDAL y otros 1991), aunque la gran mayoría del anticlinorio se encuentra sin estudiar suficientemente y es posible que en el futuro aparezcan nuevos datos al respecto. En el trabajo citado más arriba, se consigna la aparición de facies continentales en los afloramientos situados más al S. Esto podría llevar al establecimiento de una clara secuencia desde el SO al NE con materiales continentales primero, de plataforma (generalmente carbonatada) después, y zonas más distales y profundas en la zona más al NE (CALVET y SALAS 1988) para el conjunto del Grupo Ibor-Navalpino
Respecto a los materiales del Grupo Domo Extremeño y sus correlaciones, poco se puede decir. Hecha la salvedad de la duda que existe en la atribución a este grupo de los materiales del Anticlinal de Valdelacasa, su presencia está constatada en todos los anticlinales de la mitad meridional de la Zona Centroibérica, presentándose tanto la facies organizada como la desorganizada, ambas descritas en este trabajo también en los Anticlinales de Ibor y Abenójar. Sin embargo en la actualidad no se conoce a nivel regional con seguridad ni la base del grupo ni se encuentra diferenciado en formaciones.
Respecto a la Deformación Pre-Vendiense Superior, no existe ninguna cita en la bibliografía que pueda correlacionarse con ella. Pues a menudo las deformaciones prehercínicas eran en la bibliografía general atribuidas a la Fase Sárdica, que como hemos visto consiste, en general, en un simple basculamiento y que en todo caso puede llevar alguna flexión suave asociada. Por otra parte se desconoce la extensión regional de la Deformación Cadomiense y sus posibles variaciones, por lo que resulta difícil diferenciar sin estudios exhaustivos de tipo estructural si el Grupo Domo Extremeño presenta esta deformación o la Deformación Pre-Vendiense Superior, siendo esta confusión muy normal en los últimos trabajos aparecidos. Visitas realizadas por el autor de este trabajo a diferentes localidades del Gran Anticlinorio Centro-Extremeño indican que son comunes varias fases sucesivas de deformación superpuestas, de las que al menos dos serían precámbricas, abundando extraordinariamente los pliegues de eje subvertical (PIEREN PIDAL y otros 1991, indican la existencia de cuatro fases de deformación sucesivas afectando al Grupo Domo Extremeño en la zona de La Serena).
CONCLUSIONES
De la cartografía y estudio de los materiales que afloran en la compleja estructura antiformal conocida como el Anticlinal de Navalpino, se ha podido deducir que los materiales anteordovícicos que en ella afloran pertenecen a los Grupos Domo Extemeño, Ibor-Navlapino y Valdelacasa, admitidos actualmente en los Montes de Toledo y considerados de edad Precámbrico Terminal y Cámbrico Inferior. Los materiales más antiguos, pertenecientes al Grupo Domo Extremeño, afloran en los núcleos de tres domos que de O a E son los de Villarta, Navalpino y Fontanarejo. Estos materiales están constituidos por un espesor mínimo de 3000 m de alternancias de grauvacas y pelitas que aparecen tanto en facies organizada como en facies desorganizadas, ocupando estas últimas la mitad occidental del anticlinal. La edad de estos materiales se considera RífenseVendiense Inferior con base en dataciones con acritarcos realizadas en otros anticlinales de la Zona Centroibérica.
Discordantes sobre los anteriores, se sitúan los materiales del Grupo Ibor-Navalpino, de edad también Precámbrica. Presentan estos como características más notables, la presencia de rocas carbonatadas, únicas del sector estudiado, y la variación lateral de facies, pudiéndose distinguir dos grandes tipos, separados por una zona de probable fracturación sinsedimentaria:
1) En el sector occidental, existe una serie de plataforma, en la que sobre un nivel conglomerático basal,
aparecen lutitas negras finamente laminadas, e inmediatamente después el nivel de calizas. La serie culmina con niveles de lutitas y grauvacas. En conjunto, esta serie, de aproximadamente 800 m de espesor, forma uan amplia secuencia de somerización, que se sitúa en un marco de talud proximal, abriéndose la cuenca hacia el E-NE.
2) Hacia el E, en la zona del Torilejo, esta serie pasa a estar constituida por alternancias lutíticograuváquicas, en las que localmente se aprecian niveles decimétricos carbonatados. Hacia arriba, esta serie presenta intercalaciones conglomeráticas, que desaparecen hacia el E. A techo, se encuentran los mismos materiales que en la Serie precedente. El espesor total de esta serie, ronda en torno a los 4500 m.
3) En el afloramiento situado más al Este, en la zona de La Dehesa, solamente aparecen ya lutitas con algún nivel decimétrico carbonatado, siendo su espesor estimado de 500 m. En conjunto, tenemos pues toda una serie de carácter turbidítico, con un proceso de somerización hacia arriba y distalidad hacia el E.
La presencia de calizas con estromatolitos, sugiere una edad Vendiense Superior para estas rocas, en base a consideraciones regionales.
El Paleozoico comienza con el Grupo Valdelacasa, que aparece discordante sobre los materiales de los grupos anteriores. Está formado, en la base, por una brecha con cantos y bloques, que pueden ser carbonatados o no (Brecha de Navalpino). Le sigue la potente serie de la Fm. Pusa, compuesta de tres miembros, el inferior y el superior eminentemente pelíticos y con algún nivel decamétrico desorganizado. El miembro medio está constituido por una alternancia de pelitas con orto y paraconglomerados fundamentalmente de cuarzo, aunque también los hay de fosfato. Toda la serie se interpreta como de plataforma distal y con niveles que indicarían el tránsito entre talud y plataforma distal. Termina el Grupo Valdelacasa con la Fm. Azorejo, compuesta por areniscas con intercalaciones pizarrosas, que representarían depósitos poco profundos. El espesor total del Grupo se sitúa en torno a lso 4100 m y su edad se considera Cámbrico Inferior, en base a comparaciones con el vecino Antilclinal de Valdelacasa.
La siguiente serie y última, que aparece discordante sobre todos los materiales anteriormente descritos, está constituida por materiales ordovícicos. Comienzan estos con un conglomerado basal con cantos de naturaleza muy variable, en los que se observa casi de todo, menos calizas. Pasa después la serie a un potente nivel formado por pizarras, areniscas y cuarcitas, enlas que son comunes potentes niveles conglomeráticos. Destaca a continuación, la presencia de una formación muy típica de la Zona Centroibérica, la Cuarcita en facies Armoricana, formada preferentemente por ortocuarcitas. Terminan los materiales estudiados con la Fm. Pochico. Se trata de una alternancia de areniscas, cuarcitas y pizarras. Todo el Ordovícico corresponde a niveles de plataforma, en general de escasa pendiente y profundidad, cuyo espesor total se cifra en 1700 m.
La Deformación que han sufrido los materiales del Anticlinal de Navalpino, consta de cuatro ciclos diferentes, de los cuales el último, el Hercínico, es polifásico.
Comienza la deformación con un ciclo pre-Vendiense Superior (Dpv), del que poco se sabe, excepto que debió de formar pliegues de gran longitud de onda, con al menos uno de sus flancos dispuesto E-O. Afecta esta deformación tan sólo al Grupo Domo Extremeño. Este ciclo es responsable de que los materiales del Grupo Ibor-Navlapino se depositen discordantes.
El siguiente ciclo es el Cadomiense (Dc), que afecta tanto al Grupo Domo Extremeño como al Grupo Ibor-Navalpino. Su principal característica es la formación de pliegues, de traza N-S ó NNE-SSO, los cuales muestran los ejes verticales en el Grupo Domo Extremeño, debido a los efectos del ciclo anterior, y ejes poco inclinados en los materiales del Vendiense Superior, por estar estos previamente indeformados. A nivel cartográfico aparecen así varios grandes sinformes y antiformes que condicionan la aparición de los materiales del Grupo Domo Extremeño en domos formados por las zonas anticlinales. Destacan así el Sinformal del Torilejo en la zona central, y el Sinformal de La Dehesa en la oriental, separados por la zona antiformal del Valdehornos, que produce el Domo de Navalpino. Otro pliegue antiformal aparece en la parte occidental, el Antiforme de Navalperal, que condiciona la formación del Domo de Villarta. En algunas ocasiones se desarrolla un clivaje (Sc) de plano axial de estos pliegues. Esta deformación separa los materiales precámbricos de los paleozoicos, por lo que estos aparecen discordantes sobre aquellos.
Dentro ya de las Deformaciones Paleozoicas, tenemos en primer lugar la Deformación Paleozoica Preordovícica, de carácter muy simple, puesto que consiste en un bascualmiento hacia el NE de 5 a 10º, y que hace que el siguiente ciclo de materiales se deposite discordante sobre todos los materiales previos.
Llegamos así a la Deformación Herciniana, constituida por dos etapas y una deformación frágil tardía.
La primera etapa hercínica (D1) es la responsable de las mayores estructuras que se ven en la zona. Se trata de pliegues ONO-ESE, de los cuales el más importante es el propio Anticlinal de Navalpino y que van acompañados de un clivaje de plano axial (S1).
En el Grupo Domo Extremeño, el Anticlinal de Navalpino, no tiene un reflejo claro. En algunos casos, los pliegues cadomienses se encuentran cortados por el clivaje hercínico S1, mientras que en otros, cuando existen flancos largos cadomienses orientados subparalelamente a la dirección del clivaje S1, se observa la aparición de pliegues D1, con una alternancia de flancos largos con el clivaje S1 y la estratificación (S0) paralelos, y flancos cortos con desarrollo de numerosos pliegues de eje vertical con la S1 de plano axial.
En el Grupo Ibor-Navalpino, se desarrolla claramente el Anticlinal de Navalpino, siendo el más evidente de sus efectos la inclinación opuesta que muestran los ejes de los pliegues cadomienses, como el propio Sinforme del Torilejo en cada uno de sus flancos. En general la interferencia entre los pliegues de la deformación Dc y la deformación D1 da lugar a figuras de tipo 1 de Ramsay, aunque en algún caso también se aprecian figuras de tipo 2.
En el Grupo Valdelacasa, la deformación D1 se encuentra muy bien representada por el gran Anticlinal de Navalpino y algunos pliegues menores asociados. Se encuentra también muy bien desarrollado el clivaje S1, de plano axial de los pliegues. La posición en la actualidad del Anticlinal de Navalpino no es la típica debido a que está afectado por las flexiones de la deformación D2 hercínica.
En los materiales ordovícicos, la deformación D1 forma el granAnticlinal de Navalpino con su traza ONO-ESE, que va acompañado de algunos pliegues menores. Se trata de un pliegue amplio con flancos buzando uan media de 50º y una ancha zona de charnela con algunos pliegues menores. Todos estos pliegues presentan la S1 en posición de plano axial.
La segunda etapa de deformación hercínica (D2), presenta muy distinto desarrollo en los materiales ordovícicos y en los preordovícicos. Consiste en una cizalla de dirección N120ºE, de carácter vertical y levógiro. Un primer efecto importante es el despegue que afecta al contacto basal de las series ordovícicas en la zona de Fontanarejo y que permite explicar en parte el distinto comportamiento frente a la cizalla de las series ordovícicas y preordovícicas.
Los materiales preordovícicos actúan todos frente a esta etapa como si se tratara de un único conjunto de materiales. Sus efectos se localizan en dos lugares. Existe una pequeña banda de cizalla enla zona del Embalse del Cíjara, que no presenta mucho más de 1Km de anchura. La principal zona de cizalla, se encuentra en el área de Fontanarejo, donde las estructuras D1 sufren una flexión de 11 Kms de ancho, con un cambio notable de dirección, que de ONO-ESE pasa a N-S, para volver luego a recuperar la dirección original. Asociada a la Flexión, se encuentra el desarrollo de un clivaje de crenualción (S2), que se mantiene siempre buzando entre 20/90 y 40/90. A esta flexión se encuentra asociado también el desarrollo de varios grupos de fracturas.
En los materiales ordovícicos, la D2 no forma pliegues ni flexiones, sino que toda su deformación se basa en fracturas. Entre estas destacan dos fallas verticales, la Falla de Alcoba bordeando por el Norte el flanco N del Anticlinal de Navalpino y la Falla de los Chapiteles, que afecta a la zona de charnela del anticlinal en el extremo oriental dela zona estudiada, para pasar después hacia el Oeste, a afectar también al flanco N, a nivel del contacto Ordovícico-Preordovícico. El movimiento de la segunda de estas fracturas es levógiro, con un desplazamiento estimado en 400 m, mientras que el de la primera es difícil de establecer. En la zona intermedia entre las dos, tienen lugar una serie de fracturas, inclinadas al N, con un movimiento levógiro, que se desarrollan por todo el flanco N. También hay alguna falla que conecta las dos principales, en este csao de movimiento hectométrico levógiro.
La última deformación hercínica en la zona estudiada es de carácter tardío y consiste en una fracturación subvertical
de trazado NO-SE y movimiento dextrógiro, que corta ambos flancos del Anticlinal de Navalpino en su mitad occidental. En el flanco Sur, esta zona de fractura se desgaja en dos con un movimiento en cada uno próximo al kilómetro.
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FINAL DEL VOLUMEN III Y DEL TRABAJO TOTAL EVOLUCIÓN ESTRUCTURAL DEL ANTICLINAL DE NAVALPINO (CIUDAD REAL-BADAJOZ, ZONA CENTROIBÉRICA, ESPA-
ÑA).