LA ESTRUCTURA DEL SECTOR DEL TORILEJO (ZONA CENTROIBÉRICA MERIDIONAL) Y SU PARECIDO CON LA PENÍNSULA DE KOLA (RUSIA). Fernando López Díaz (2020) Resumen.- Entre los años 1984 y 1990 realicé numerosos trabajos en la Zona CentroIbérica Meridional (ZCI-M); los cuales fructificaron en la presentación de mi Tesis Doctoral que tenía como objeto el análisis estructural del Anticlinal de Navalpino, un pequeño anticlinal situado en la zona oriental de la ZCI-M, pero de una importancia estratégica fundamental al presentar todos los tipos de rocas típicos del pre-Órdovícico de la Zona mencionada; y que en una de las reuniones de los Geólogos participantes en el “Proyecto Hespérica” se decidió diferenciar tres Grupos de materiales. El más bajo, el Grupo Domo Extremeño (GDE), presenta en este Anticlinal dos facies que se denominaron como Organizada, cuando se apreciaba sin mayor dificultad la estratificación y una facies Desorganizada, cuando no se apreciaba ésta de ninguna de las maneras. Le seguía el Grupo Ibor-Navalpino (GIN) que curiosamente presentaba una mayor complejidad: Así en el sector occidental aparecen facies de plataforma, a veces carbonatada, a las que hacia el Este se transformaban en rocas con estructuras distensivas de diversos tipos (slumps, fallas directas; etc.), correspondientes a zonas de Talud. Aparecía asimismo una Falla Directa, denominada del “Torilejo”, que separaba estas facies de otras compuestas por alternancias de pelitas y grauvacas de carácter turbidítico, acompañadas en pequeña proporción por dolomías, calcoesquistos y otras rocas carbonatadas, siempre en capas de pequeño espesor (decimétrico); y que cuanto más al Este, más aumentan las pelitas y disminuían las grauvacas, aflorando en el sector más oriental un sinforme con casi exclusivamente pelítas con alguna que otra capa dolomítica. En tercer lugar afloran en el A. de Navalpino las rocas del Grupo Valdelacasa (GV),que comienzan con brechas métricas de Calizas formando un paquete de unos 60m. Este paquete está seguido de unos tramos, inferior y superior, de pelitas (Fm. Pusa), separadas por un tramo de unos 350m en el que abundan los conglomerados, para un total de 3500 m. de espesor. En el extremo más oriental de este Anticlinal, aflora, de manera separada del resto del Anticlinal por las rocas Ordovícicas, ya el Cámbrico datado en forma de las “Areniscas del Azorejo” (equivalente a las “Areniscas de Tamames” en el área, más al Norte ya, de Salamanca). Este trabajo tiene que ver con la zona de tránsito entre las facies de plataforma carbonatada y las áreas de sedimentación turbidítica y en concreto con un gran Sinforme de Conglomerados, formados por grandes bloques y meños de grauvacas y pelitas que tienen que ver con las rocas del Este, y no del Oeste, como se evidencia por la ausencia casi total de bloques de calizas, etc. (Sinforme del Torilejo). Este Conglomerado aparece cerca de la zona de tránsito entre una y otra, en terrenos de edad Ediacárico superior. Se le atribuye, en este papel, un carácter de conglomerados provenientes de la desmantelación del área de Turbiditas Grauváquicas existentes hacia el Este, producto de la actuación de una Falla Distensiva (Falla del Torilejo), que actuó con anterioridad, pero que en un proceso contínuo pasa a invertirse y aparecen Cabalgamientos, evidenciados por una foliación (N/S) de cizalla que se muestran en las zonas dónde estos procesos de Inversión son más importantes y que incluso llegan a “fosilizar” tramos de la propia Falla del Torilejo, como el que aparece en la cartografía realizada. Al respecto de todo lo anterior, merece la pena comparar esta situación los sedimentos del Proterozoico terminal de la zona del Mar de Barents Europea). A tal fin se han realizado unas breves descripciones de estos y se ha propuesto una situación similar, en otro caso de Tectónica de al que se da en España (ZCI-M).
con la que se da en (Norte de la Rusia últimos materiales Inversión, similar
La correlación entre ambas zonas parece evidente, dado el tipo y características grauváquicas de muchas áreas de ambos lugares, así como los procesos que las afectaron de carácter tanto Estratigráfico como Tectónico, como son la existencia de una falla directa que controla la sedimentación de la parte más distal y la consiguiente inversión deformativa, que lleva aparejada la inversión de parte del Área Madre, que pasa de estar situada al SO a hacerlo en el NE, es decir, provenientes de la zona rellenada distensivamente y ahora levantada por medio de un Cabalgamiento (¿varios?) que en parte también fosilizan tramos de la Falla Distensiva (Falla de Motovsk) que sería equivalente a la Falla del Torilejo; mientras que el “Conglomerado del Torilejo” y las Lutitas de
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“Los Parrales”; serían comparables a las dos Formaciones de la Serie Volokov, que con una sedimentación preferentemente longitudinal a la costa del Mar de Barents, recibe en diferentes ocasiones grandes avenidas de material grueso y muy grueso, provenientes de la zona NE, es decir del área levantada en el proceso de inversión Tectónica. Cabe además destacar que ambos sedimentos (los de España, de la ZCI-M y de la Península de Kola (Rusia) en la costa del Mar de Barents, presentan yacmientos de fosfatos sedimentarios, lo que abunda en la posible correlación de ambas zonas.
ZCI
Queda mencionar finalmente que la polaridad Sedimentos Continentales-Sedimentos de Plataforma/Talud-Sedimentos turbiditicos se da de SO hacia el E. y NE. Algo similar ocurre en la Península de Kola, donde la evolución es similar (SO-NE), lo que complica la relación directa a través de la situación de la costa actual, algo sobre lo que el autor está trabajando en la actualidad.
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Se distingue este Anticlinal por la Presencia del GDE (Grupo Domo Extremeño, de ÁlvarezNava y otros, 1988) en dos facies que denominamos Desorganizada y Organizada, según no se perciba o sí, respectivamente, la estratificación. Otros autores han definido ya varias Formaciones dentro del GDE, pero aquí seguiremos considerando la división mencionada, pues es un elemento de trabajo muy útil en el campo y de fácil reconocimiento (¡aunque no de medida!). El Grupo siguiente es el Grupo Ibor-Navalpino (GIN de Álvarez-Nava y otros, 1988). Se trata del objeto preferente de este trabajo, por lo que será objeto de especial atención: El GIN, presenta la característica de presentarse tanto en Facies Continentales (Pieren y otros, 1991) más hacia el SO del A. de Navalpino; como en facies de Plataforma, muy frecuentemente carbonatada, como sucede aproximadamente en el centro del A. de Navalpino, que se abre por lo general a mar abierto hacia el E y/o NE. También presenta facies turbidíticas (Alternancias del Valdehornos y Lutitas de La Dehesa), que son sedimentos muy preferentemente clásticos, que van adquiriendo mayor carácter Lutítico según se aleja del centro del A. de Navalpino hacia el E; no faltan en estos materiales
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Como ya se mencionó en el Resumen, el Anticlinal de Navalpino ocupa una situación Estratégica fundamental para el estudio y comprensión de los materiales pre-Ordovícicos de la Zona Centro-Ibérica Meridional (ZCI-M), lo que se corresponde con el Dominio de los Pliegues Verticales dentro de la ZCI, como ha sido denominada por Diez-Balda y otros (1990).
AFLORAMIENTOS DE METASEDIMENTOS PRE-ORDOVÍCICOS (ZCI)
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INTRODUCCIÓN:
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Fig. 1a.- Esquema del Macizo Hespérico en la Península Ibérica. ZC.- Zona Cantábrica; ZAOL.- Zona Astur Occidental-Leonesa; ZCI.- Zona Centroibérica; ZOM.- Zona de Ossa-Morena; ZSP.- Zona Sur Portuguesa.
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Abstract.- In the Northern part of European Russia (Barents sea) and, in the Southern Central Iberian Zone in Spain (CIZ-S), it is possible to see similar rocks for the Upper Ediacaran time. Likewise, the Deformationary History of these rocks are clearly the same, with a Distensive Fault, which separates a Platform area from a Turbiditic zone. This Fault are inverted, and these produces an evident reversed “mother area”, that passed from de SW to the NE, with the aparition of rocks with big an enormous clastic material, similar to that provenient of the turbiditic rocks, before deposited in the NE zone, during the work like a Distensive (above mentioned) Fault. IN the CIZ-S the evolutionary History it´s similar with a distensive phase an the work of (at least) one Direct Fault which controlles the depositión of large amount of turbitic rocks (with a minor calcareous participation) towards the East. The inversion of this last Fault produces the aparition of shear phenomenona, with a main thrust event, which produces the consequent inversion of the provenance of the big clastic materials. So, it is formed a Sinclinary Structure formed almost exclusively by big rounded and no-rounded blocks of turbiditic greuwacky characteristics, similar to the previous deposited in the eastern area of the mentioned Fault. Another coincidence is the aparition in both areas of sedimentary phosphate mineralizations. Finally, the sedimentation polarity is from continental sediments of Criogenic age in the SW of Kola Peninsula, whichs passes throug a distensive fault of platform sediments of Upper Ediacaran to turbiditic ones, from the SW to the NE. That´s the same situation as in Spain. I do not know if these is a prove of a direct relation of both areas, or if, on the contrary, it is an adverse orientation (simmetric), given that the present day morfology of the Continents of Western Europe. This last point is a subject over the author is working now.
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Fig. 1b.- Esquema del Macizo Hespérico, mostrando los límites de el Dominio de Pliegues de ejes verticales y el de los Piegues Recumbentess, establecidos por DÍEZ-BALDA; VEGAS Y GONZALEZ LODEIRO (1990). Abreviaturas: AVMD.- Anticlinorio de Villadepera-Miranda do Douro; ZCBC.- Zona de Cizalla Badajoz-Córdoba; ZOM.- Zona de Osa Morena; ZCI.- Zona Centro-Ibérica; ZGTM.- Zona de Galicia-Tras os Montes; AOS.- Antiforme del “Ollo de Sapo”; ZAOL.-Zona Astur Occidental-Leonesa. La zona objeto de estudio viene marcada por una estrella verde. 3
los carbonatados, pero muchísimo más escasos que en las facies de Plataforma-Talud,
SITUACIÓN GEOLÓGICA DEL ÁREA ESTUDIADA DENTRO DEL ANTICLINAL DE NAVALPINO (”EL TORILEJO”)
las rocas sedimentarias de la costa Norte del Mar de Barents, fuera ya de la influencia del Ciclo de Deformación Caledoniano, que se termina muy próximo hacia el Oeste (Península Varanger ya en Noruega, etc.), a tal respecto hemos incluido en este trabajo unos esquemas tanto de situación como cartográficos de lo que serían rocas comparables a las de Navalpino, con el agravante de que ambos lugares poseen Yacimientos Sedimentarios de Fosfato; así como calizas estromatolíticas, etc. Respecto a estas rocas del Mar de Barents, cabe decir que aparecen a lo largo de la costa de la actual Península de Kola: El Criogénico, continental hacia el SO; las rocas de Plataforma afloran en una pequeña península denominada Sriedni (Ediacárico superior ?), situada en en la prolongación de la Península Varanger y separada del continente por un pequeño itsmo que la une con las rocas graníticas Arcaicas, desconociendo el autor del presente trabajo si el contacto entre ambas partes es por medio de Falla o Discordancia, aunque la cosa no tiene, por ahora, mayor importancia. Hacia el NE de la Península Sriedni y separada por un estrechísimo itsmo aparece otra península un poco mayor denominada Rybachi, donde afloran materiales generalmente turbidíticos, estando el itsmo mencionado en último lugar, producido por la presencia de la Falla Motovsk, que sería el equivalente de la Española Falla del Torilejo y que al igual esta que aquella se encuentran con un proceso de Inversión Tectónica, como se explicará más adelante y como se pueden percibir en las Figuras correspondientes (Figs.- 4; 5 y 6). ESTRATIGRAFÍA Y SEDIMENTOLOGÍA del Sector del Torilejo (España).-
Fig. 2.- Leyenda similar a la de la Fig. 3. La línea negra horizontal en la parte inferior corresponde al cambio de Hojas Magna
estando constituidos por calcoesquistos, dolomías y calizas, que en el mayor de los casos son muy inferiores al medio metro de espesor. Está afectado este GIN por una deformación compleja con Tectónica de Inversión y sedimentos asociados a ella. Por una parte la fase distensiva produce principalmente las Alternancias del Valdehornos asociadas al funcionamiento directo de una Fractura que hemos denominado Falla del Torilejo y de la que a día de hoy se puede apreciar un trozo “fosilizado” en el contacto entre las facies descritas hasta ahora en este Anticlinal. La fase compresiva produce pliegues de traza aproximadamente N/S (cuando el Ordovícico se encuentra E/O o próximo a esta dirección) y también produce una foliación discontínua con el aspecto macroscópico de un clivaje, pero que en realidad se trata de una foliación de cizalla que no dudamos en atribuir a la existencia de cabalgamientos que tienen también dirección, en el caso tratado, N/S, haciendo cabalgar el labio Oriental sobre el Occidental. Asociado a estos movimientos distensivos tiene lugar el depósito de una gran masa de conglomerados, por lo general tanto matriz-soportados como canto-soportados, constituidos esencialmente de grauvacas que provienen sin duda de las Alternancias del Valdehornos. Por encima aparecen las Lutitas de Los Parrales, que es posible que tengan el mismo origen que los Conglomerados mencionados, aunque no se puede descartar que se trate de un sedimento de diferente origen. En el presente trabajo se muestra un esquema estructural del área del Torilejo y aledaños, para una mejor comprensión de la idea fundamental que no es otra que, si bien, en lo general los aportes clásticos vienen en el A. de Navalpino, del Sur, y Suroeste, en este caso la gran masa de los Conglomerados del Torilejo, provienen del levantamiento de la Zona Oriental de las Alternancias del Valdehornos. Finalmente se incluyen de manera casi anecdótica las rocas de Brechas calcáreas de la base del Grupo Valdelacasa (GV), que reciben el nombre local de “Brecha de Navalpino” y de manera más general como el de “Nivel de Fuentes”. Consisten en megabrechas calcáreodolomítico que dan paso a una serie pelítica bastante potente, pero que, al menos en esta zona no presentan deformaciones prehercínicas importantes, más allá de un leve basculamiento (5-10º) general hacia el NE, aunque en otras zonas sí presentan deformaciones más notorias.
En este trabajo hablaremos sobre todo de la “Serie del Torilejo” tal y como ha sido descrita por el autor en su Tesis Doctoral, con algunos cambios que el tiempo ha hecho inevitables. Respecto a las otras dos Series (El Castillejo, hacia el Oeste y La Dehesa hacia el Este) del GIN en este Anticlinal, no las consideramos especialmente relevantes para el objetivo que nos ocupa, que consiste en demostrar que los Conglomerados del Torilejo provienen de la inversión tectónica de Los materiales del GIN de la Serie del Valdehornos. 1.- El Conglomerado Basal.- Aflora en el borde oriental del Sinforme del Torilejo (Valdehornos) y fue confundido en un principio con algún tipo no especificado de GDE en facies desorganizadas. Sin embargo guarda también relación con los Conglomerados de la base del GIN en otras localidades, como podría ser el Conglomerado presente en la Ermita de la Antigua (Parte occidental de la Serie de Plataforma Carbonatada del GIN en el A. de Navalpino.- (“Serie del Castillejo”). Aparte y estructuralmente, es en la base de este nivel donde empiezan a aparecer buzamientos no verticales, e inclinados preferentemente al Oeste, lo que contrasta fuertemente con los buzamientos del contiguo GDE en facies organizada y que casi al 100% son verticales, producto de la interferencia de todas las deformaciones del área, que son numerosas y complejas. 2.- Las Alternancias del Valdehornos.- Corresponden desde niveles bajos en la serie, por encima del Conglomerado Basal, hasta su contacto gradual, a techo, con el Conglomerado del Torilejo. Su espesor es difícil de precisar debido a la presencia de al menos un accidente tectónico en forma de Cabalgamiento y la existencia de pliegues tanto Hercínicos como Cadomienses, pero no parece probable un espesor menor de 2750m. Su litología consiste en alternancias lutítico-grauváquicas muy homogéneas, con capas que no suelen sobrepasar el medio metro de potencia formando secuencias granodecrecientes. Las capas de grauvaca presentan techo planar y base ondulada, muchas veces erosiva. En la parte inferior aparecen intervalos hectométricos con claro predominio de las lutitas, mientras que la parte superior es básicamente grauváquica en su totalidad. Las secuencias rítmicas presentes a lo largo de toda la sucesión están constituidas por intervalos granodecrecientes cuya base suele ser un nivel lenticular grauváquico de hasta 0,3 m. de potencia; normalmente en contacto erosivo con la secuencia precedente y que pasa a techo a limolitas o arcillitas de espesor centimétrico a decimétrico. En algunas ocasiones se detectan secuencias completas de Bouma, y con estructuras de deformación por carga. Normalmente, los intervalos pelíticos presentan alternancias limo-arcilla, componiendo secuencias TBT (“thin bedded turbidites).
También es objeto de este trabajo una comparación con la Península de Kola, en concreto a
Intercaladas en la serie existen frecuentemente niveles de cantos decimétricos calcáreo-dolomíticos, o bien capas aisladas de naturaleza calcárea en torno a los 0,3 m. de espesor y 2-3m de continuidad lateral. Todos ellos de color chocolate y grano muy fino
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(“mudstones”). 3.- Los Conglomerados del Torilejo.- Aparecen en tránsito gradual, aunque considerados como una totalidad pueden incluso ser discordantes (bajo ángulo) sobre el tramo precedente. Comiezan por pizarras con cantos dispersos de gruvacas feldespáticas; areniscas; cuarzo y en contadísimas ocasiones, hacia la parte superior, de carbonatos. Estos cantos comienzan en la Serie con un tamaño pequeño (0,02m.-0,05m) y pasan rápidamente a tamaños en torno a los 0,3 m., aunque en casos aislados alcanzan el metro de espesor y son además muy heteromorfos (desde subangulosos a redondeados). Hacia el techo vuelven a reducir su tamaño. El aspecto general de estos niveles es masivo, sin que se aprecie con facilidad la estratificación, excepción hecha de algún nivel grauváquico aislado. La matriz muchas veces no se aprecia y cuando aparece está constituida por lutitas y areniscas de grano fino ocres, que ocupan los huecos intersticiales entre los cantos. Al igual que los Conglomerados de La Antigua (ya mencionados), presentan una cierta participación ígnea de carácter ácido, en especial los cantos de grauvaca feldespática volcanogénica. La extensión lateral que se observa para estos conglomerados apenas llega a los 3 Km., debido a su rápida desaparición bajo el Ordovícico, aunque antes de esta desaparición se observa una disminución en el espesor del conjunto de Conglomerados hacia el este. Su espesor no debe superar los 1000 m. 4.- Lutitas y Grauvacas de “Los Parrales”.- Las rocas que forman el nivel culminante del GIN en la Serie del Torilejo están constituidas en su parte basal por varios tramos de areniscas finas con persistente laminación paralela entre las que se intercalan algunos niveles métricos de conglomerados de cantos rodados de pequeña talla (0,3m,). Por encima aparecen areniscas grauváquicas en bancos, intercaladas en una serie predominantemente de limolitas y pizarras. Entre las limolitas y pizarras, a veces se intercalan niveles con cantos generalmente dispersos, cuyo tamaño alcanza los 0,3 m. Su espesor es difícil de determinar, debido fundamentalmente a la falta de afloramientos, aunque según la cartografía no debe ser inferior a los 300m. Interpretación Sedimentológica de la Serie del Torilejo En conjunto esta Serie, presenta evidencias de un proceso de somerización, que afecta a materiales profundos, pues las turbiditas inferiores y los conglomerados son depósitos de cierta profundidad. En concreto los Conglomerados son depósitos asociados a procesos de deformación tectónica relacionados con fracturas. Hay que tener en cuenta también la presencia de las Alternancias del Valdehornos, que no tienen equivalente en las otras Series del GIN del A. de Navalpino, pero sí presentan analogías con dichas Series (presencia de Lutitas Bandeadas y de niveles calcáreos), lo que nos habla de un proceso local de subsidencia, que podría estar causado por un movimiento de tipo normal de la Falla del Torilejo, con descenso del labio oriental. Así pues la Falla del Torilejo se trata de una fractura de carácter distensivo y sinsedimentario, con orientación NO/SE y que en conjunto delimita una zona de cambio en los materiales a un lado y otro. El depósito de las Lutitas de los Parrales nos lleva a pensar que el movimiento de las fracturas sinsedimentarias debió cesar antes del depósito de los últimos materiales visibles de la Serie. Si ahora se ven estos materiales afectados por estas fracturas se debe a un juego posterior a las mismas, en un posible movimiento asociado a fenómenos tectónicos no sinsedimentarios. Respecto a los Conglomerados del Torilejo hay que decir que están formados en un 95% por cantos y meños de rocas provenientes de las Alternancias del Valdehornos, lo que lleva evidentemente a la conclusión de que esa zona hacia el Este de los Conglomerados se levanto al menos por medio de un cabalgamiento de vergencia Occidental (véase corte I-I´), sin descartar que haya más, posiblemente, como lo evidenciarían una serie de zonas de presencia de foliación de cizalla de orientación N/S y ortogonales por tanto a la foliación principal del área que es la S1 Hercínica, que muestra en esta parte del Anticlinal una dirección claramente E/O. Por todo ello consideramos a las Alternancias del Valdehornos como asociadas al movimiento distensivo de la Falla del Torilejo; mientras los Conglomerados del Torilejo están asociados a la inversión de la cuenca por medio de pliegues y cabalgamientos N/S, todos con vergencia al Oeste. Respecto a las Lutitas de los Parrales es difícil decidirse
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por una interpretación u otra, dada la mala calidad de los afloramientos y su litología. Lo que es cierto es que se trata de rocas ante-Ordovícicas pues quedan fosilizadas por el conglomerado de Base de la edad mencionada en último lugar (Ordovícica). Por una parte pueden deberse a una redución de los aportes al Área del Torilejo; mientras que por otra pueden tratarse, de rocas independientes y afectadas por los últimos episodios de plegamiento Cadomiense, lo que provocaría su desaparición bajo el Ordovícico. Algo típico de todas las clases de materiales del GIN, es que siempre en mayor o menor medida, contienen carbonatos, sean estos Continentales; de Plataforma-Talud o Turbidíticos, lo que sirve de diferenciación respecto a los otros Grupos del Complejo Esquisto Grauváquico (CEG), como es, desde mediados del siglo pasado denominado todo el conjunto de rocas pre-Ordovícicas que aparecen en la ZCI-M, algo que se debe a Carrington da Costa (1959) en Portugal. Los materiales del GDE (Grupo Domo Extremeño) en los bordes de la zona estudiada.- Hacia la parte final del Sinforme del Valdehornos hacia oriente y por debajo del Conglomerado de base del GIN, aparecen capas de alternancias pelita/grauvaca, que siempre se encuentran verticalizados por el acúmulo de deformaciones que han sufrido estos materiales. Se trata en Oriente de la Facies Organizada; mientras que en Occidente y por medio de Fallas, aparecen las Facies Desorganizadas, produciéndose en este último caso una proximidad manifiesta entre los materiales del GDE (en facies aparentemente desorganizada) y del GIN (en facies turbidítica), lo cual puede llevar a confusión. Los materiales del GV (Grupo Valdelacasa) afloran únicamente en el extremo NE de la zona estudiada. Consisten en una brecha calcárea con grandes bloques de más de 2m de calizas y rocas relacionadas. Estas rocas evidencian la proximidad de rocas carbonatadas que no pueden ser sino provenientes del GIN en Facies de Plataforma carbonatada, que en la época de formación de la Brecha de Navalpino debían estar muy cerca, como lo atestigua el tamaño de los bloques (>2 m). Esto hoy no se aprecia, por lo que sin duda, en su época debió haber hacia el NO de la Zona en la que afloran los materiales del GV rocas carbonatadas importantes muy próximas. A estos materiales del GV se les denomina localmente como Brecha de Navalpino y más Regionalmente como “Nivel de Fuentes” y siempre o casi siempre constituyen la base del GV, cuya edad es Cámbrico inferior que por ahora no está datada con precisión, aunque su posición discordante por encima de los otros dos grupos de rocas del Complejo Esquisto-Grauváquico implica que la existencia de deformaciones propias de esos Grupos de materiales lleva a la existencia de un lapso de tiempo considerable antes del desmantelamiento de dichas rocas y formación de la Capa carbonatada. Estos materiales se extienden hacia el Este con la presencia de Pelitas y conglomerados (Fm. Pusa, ver Fig.-2), etc. TECTÓNICA DE LA ZONA DEL TORILEJO Los materiales del GIN turbidítico, así como las rocas limítrofes presentan una cierta complejidad tectónica, producida por la superposición de deformaciones de edad muy diferente. En primer lugar decir que las rocas del GDE que bordean el Sinforme del Valdehornos, los materiales se encuentran claramente verticalizados, así las deformaciones posteriores verticalizan las capas hasta su aspecto actual (un trabajo referente a pliegues propios de estas rocas se puede apreciar en López Díaz, 2016), que se trata del único caso de diferenciación de pliegues propios de la Deformación Pre-Ediacárica Superior. El resultado son pliegues asimétricos con flancos largos y cortos que presentan un plano axial NO/SE, etc. Aunque puede tratarse de un fenómeno local, constituye éste el único intento de estudiar la deformación más antigua que afecta a las rocas del CEG. Repecto al GDE aflorante al Oeste de la facies de la Plataforma Carbonatada al otro lado del Sinforme Ediacárico, poco se puede decir al tratarse de rocas en las que apenas se aprecia la estratificación y como mucho sí lo hace un clivaje desigualemnte desarrollado, cuya edad es hoy por hoy difícil de atribuir a un episodio deformativo concreto, pues puede tratarse de cualquiera de las deformaciones. Respecto a las deformaciones que afectan a la Brecha de Navalpino (Nivel de Fuentes)
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Esquema Estructural del Área del Torilejo Fernando López Díaz 2019-2020 ORDOVÍCICO
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GIN (t).- Grupo Ibor-Navalpino. Facies turbidítica GIN (p-t).- Grupo Ibor- Navalpino. Facies plataforma-talud. GDE.- Grupo Domo Extremeño FT.- Falla del Torilejo
Falla del Torilejo (Distensiva y fosilizada) Lutitas de Los Parrales Conglomerados del Torilejo
54
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Conglomerado de base del GIN (La Ermita; Arroyo San Marcos; etc.)
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68
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Alternancias del Valdehornos (GIN turbidítico)
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43
GIN.- Facies de Platarma-Talud (Carbonatados)
45
35
Ejes de Pliegues Cadomienses Ejes de Pliegues Hercínicos
45 63
Dirección y buzamiento de las capas Falla Cabalgamiento del Torilejo Trazado de capas Discordancia
GV.- Grupo Valdelacasa
GIN (t)
45 5
Falla del Torilejo
Discordancia visible GIN/GDE
II
28 55
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Antiforme del Valdehornos
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58
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Ordovícico Grupo Domo Extremeño Grupo Valdelacasa (Brecha de Navalpino) Sentido de los aportes para el Conglomerado del Torilejo y ¿Lutitas de Los Parrales?
9
1
2 Kms.
y depósito suprayacente (Fm. Pusa, etc.) hemos de decir que simplemente se trata de un basculamiento pequeño (5-10º) hacia el NE, que no se aprecia si es correspondido por otros afloramientos simétricos al otro lado del Anticlinal, como sucede en otros lugares (véase, por ejemplo, el caso del A. de Alcudia, donde se aprecian materiales del GIN en ambos flancos del A.). Algo parecido sucede en los Antiformes del Esteras y de Tirteafuera, ya a distancia de la zona estudiada aquí, pero que se relacionan con todos estos tipos de materiales. E, incluso en el propio A. de Navalpino, en su zona central aparecen rocas de edad Ediacárica superior a ambos lados del embalse formando sinformes que están separados por un amplio Anticlinal Hercínico (Fig.- 2) Los materiales del GIN no presentan la deformación más antigua de la Zona, que como ya hemos dicho queda restringida al GDE. Lo propio de la deformación del GIN, son pliegues y
N=30 7 6 5 4 3 2 1 0 0
20
40
60
especificar. Lo que parece más claro es que el Cabalgamiento si se continúa al otro lado del Embalse donde se junta a fallas, probablemente posteriores que lo hacen continuar en dirección NO/SE. Resumiendo, la Deformación Cadomiense, consta de dos fases una distensiva con Fallas Sinsedimentarias (El Torilejo) de trazado N/S a NO/SE, y que produce la deposición en su labio hundido, el oriental, de las alternancias del Valdehornos, con un espesor de al menos 2750m. La inversión de este proceso distensivo da lugar a fallas en forma de cabalgamientos y a pliegues (N/S) que interfieren con la posterior Deformación Hercínica produciéndose así interferencias en forma de cubetas y domos, preferentemente. Los cabalgamientos llevan asociado el depósito de material muy grueso de procedencia oriental (Alternancia del Valdehornos) y que se depositan inmediatamente en la depresión en el frente de dicho cabalgamiento, constituyendo el Sinclinal del Torilejo, con probable discordancia de bajo ángulo sobre las Alternancias citadas que también están plegadas en sinclinal (véase el esquema estructural general, Fig. 3). Las características de los pliegues menores Cadomienses, que existena a todas las escalas pueden apreciarse en las figuras 4, 5 y 6, así como la proyección de los polos de la estratificación, por lo que no nos detendremos mucho en ellos. Simplemente la estratificación (Fig.4) muestra una amplia dispersión en la dirección del buzamiento, mientras el valor de la inclinación predominan los valores elevados, más que nada porque son estos los medidos por ser más significativos, pero la realidad es que como corresponde a interferencias en domos y cubetas (principalmente) se dan todos los valores entre 0º y 90º. Los valores de la orientación de los ejes y planos axiales de estos pliegues, pueden observarse en la Fig. 5, donde se aprecia una fuerte dispersión, pero con predominio de la orientación N/S y con inclinaciones en ambos sentidos. El valor del ángulo entre flancos en los pliegues cadomienses (Fig. 6) presenta un valor modal de 85º, lo cual también es bastante lógico en este tipo de interferencias (Tipo 1 de Ramsay, 1967) que corresponde a dos deformaciones ortogonales. MODELO DE COMPORTAMIENTO DE LA CUENCA DEL TORILEJO EN TIEMPOS EDIACÁRICOS
80 100 120 140
Figs. 4 (arriba izquierda, proyección So en la zona estudiada) ; 5 (A.- ejes de pliegues y B.- Planos axiales).Todo de los Pliegues Cadomienses. 6.-Histograma del ángulo entre flancos de los pliegues cadomienses en el Sinforme del Fallas de trazado N/S (aproximadamente), que con el desarrollo de la Deformación Hercínica Torilejo, con un valor modal a 85º llegan a formar abundantes fenómenos de
interferencia, formando preferentemente “Domos y Cubetas” con el clivaje hercínico de plano axial de sus pliegues y transecto respecto a los Pliegues Cadomienses. La deformación Cadomiense contiene dos fases una distensiva evidenciada por la actuación de la Falla del Torilejo (NO/SE) (¿y otras similares?), que posee carácter sinsedimentario y cuyo principal producto son las Alternancias del Valdehornos (excluyendo el conglomerado basal del GIN), y que alcanzan un gran espesor.
La fase de Inversión Tectónica o Fase compresiva, como ya se citó, produce tanto pliegues como Fracturas en forma de cabalgamientos, siendo así, que en ocasiones aisladas se aprecian paquetes de foliaciones aisladas de orientación N/S que parecen corresponder a zonas de cizalla que levantarían el labio oriental y que darían lugar a Cabalgamientos y Fracturas menores, siendo de destacar la existencia de al menos un Cabalgamiento mayor, que tentativamente hemos situado para que coincida con la terminación de los niveles del Conglomerado del Torilejo, pues es al levantamiento de este Cabalgamiento al que se debe la deposición en forma de sinclinal de los Conglomerados del Torilejo, con aportes por tanto de la zona oriental (Alternancias del Valdehornos). El conglomerado del Torilejo no tiene equivalente por ahora al sur del Embalse del Cíjara, lo que puede deberse al basculamiento de la deformación Paleozoica pre-Ordovícica, que como hemos mencionado consiste en un basculamiento general hacia el NE y que afecta preferentemente al Grupo Valdelacasa, o bien, puede tratarse de procesos propios del Ediacárico superior, sin
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Se ha elaborado un esquema (Fig. 10) que muestra la evolución del Área del Torilejo a finales del tiempo Ediacárico para mayor claridad de todo lo expuesto hasta ahora. Dicho esquema es evolutivo y se muestran 3 tiempos que van desde el comienzo de la sedimentación del Conglomerado de base del GIN, que es homogéneo para todo el Anticlinal de Navalpino, con excepción del Sinforme de la Dehesa, situado en las proximidades del pueblo de Fontanarejo, donde este conglomerado no aparece, posiblemente debido tanto a causas sedimentológicas como tectónicas. En el resto del Anticlinal parece haber una homogeneidad en dicho conglomerado de base, que localmente recibe el nombre de Conglomerado de “La Antigua” (proveniente de la Ermita de dicho nombre situado hacia la mitad de la zona de facies de plataforma y que aparece también en el límite oriental de las Alternancias del Valdehornos, hacia el medio del Anticlinal, en el contacto discordante sobre el GDE en facies organizada. El segundo esquema reproduce la deposición de las Alternancias del Valdehornos debido fundamentalmente a la actuación como falla distensiva de la Falla del Torilejo. Esta fractura es profunda y más parece una brecha que un conglomerado, lo que se debe a su carácter distensivo. Presenta una anchura de unos 40-50 m y en ella se manifiestan materiales ascendidos desde los niveles inferiores (sobre todo cuarzo) al estilo de las fallas descritas por William G. Pierce (1987) en EE.UU. (Zona de la Falla Heart Mountain; NO de Wyoming). ; . Estas fallas distensivas se diferencian extraordinariamente de las fallas típicas que van acompañadas de fracturación en las rocas afectadas, y pueden verse numerosos ejemplos a menor escala en el vecino Anticlinal del Tirteafuera (Abenójar), donde se aprecia claramente su carácter distensivo sinsedimentario, produciendo una fuerte compartimentación de la plataforma con extremada variación litológica, etc (Fig. 7). Uno de los ejemplos se muestra en la Fig.- 8 correspondiente a la zona de la Ribera del río Tirteafuera más al Norte del lugar donde se aprecia la Discordancia GIN/GDE (Tablahiguera).
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Oeste
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Aº de las Huertas del Naranjo
E
S1
So
Fig. 7.- Discordancia o Cabalgamiento entre unas pelitas negras en la base y Conglomerados fundamentalmente Cuarcíticos, localizados en La parte NE del Anticlinal de Abenojar. El Plano del dibujo, probablemente corresponde a una Falla distensiva, pues al otro margen (enfrente), no aparecen ninguna de estas rocas. (Arroyo. de las Huertas del Naranjo, próximo a su desembocadura en el Río Tirteafuera (Se omiten en el esquema toda una serie de datos de So; S1 y L1; además de ejes de Pliegues, que se tendrán en cuenta más adelante en las Proyecciones de datos estructurales). Falla- 355/90 So-10/40 Conglomerado brechoide con cantos de Q, angulosos (0´5-2 cm.) En la roca de falla sólo cantos de calizas
Eje-90/10
So-5/4
2
. PELITAS
5m
=65º So-4/72 P.A.-177/75 Eje-90/11
So-200/26 1´5 m.
11
So-18/45 Eje-289/2 P.A.-198/82 110º
CARTOG
RAFIABLE S
CALIZAS
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12 13
C
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8
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9 10
So-170/45
4 So
7
Pelitas Negras
B
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14
S
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E
1.- 223/18 2.- 40/36 3.- 224/50 4.- 226/28 5.- 242/28 6.- 230/57 7.- 230/25 8.- 232/18 9.- 202/22 10.- 218/86 11.- 210/51 12.- 20/60 13.- 222/16 14.- 214/23
Ejes
P.A.
96º 0º
264/6 225/39
34º 70º 106º
215/68 205/85 205/68
C D E
Fig. 9.- Esquema de un Cabalgamiento producto de una inestabilidad gravitacional (deslizamiento) en Calizas no demasiado consolidadas. Lo ates�guan las variaciones en las orientaciones de los ele mentos geométricos y las rápidas acuñaciones laterales, además, aparecen frecuentes láminas de calcita entre los estratos de las calizas (¿Slip?). El esquema �ene unos 13 metros de longitud y las capas afloran con una altura de metro y medio, de media. (Localización: Entre los Arroyos de las Huertas del Membrillo y del Ojuelo).
También se hacen notar muchas estructuras distensivas a pequeña escala que indican la proximidad del Talud más al Este de las Calizas de Villarta y su principal afloramiento en la margen derecha del Embalse del Cíjara, desde fallas directas centimétricas a toda una gama de “Slumps” en ocasiones desgajados en bloques que muestran esquistosidad en la zona de charnela en pliegues que han sido deslizados y aislados de las capas a las que estaban unidos y se encuentran “caídos”, en un fenómeno que también se observa en la localidad de Fuenteaguinaldo y Pastores en calizas similares a las descritas aquí. Este fenómeno fue apreciado por el autor de este trabajo en los Pirineos, en concreto en la Hoja de “Pont de Suert” (213) (antes denominada “Bisaurrí”),en el Valle del Río Isábena (sobre todo en el cauce y en su margen derecha) y en la carretera que conduce a Visalibons, ya en la ladera derecha del valle del río mencionado, concretamente en terrenos de edad Campaniense y más probablemente de su tramo superior y forman grandes pliegues isoclinales que están completamente desgajados y presentan una clara esquistosidad de plano axial en la zona de charnela. Se dan en materiales margo-calizos formando debritas de bloques calizos, slumps y olistostromas todos ellos de escalas deca-hectométrica, siendo muy parecidos a las “Margas conglomeráticas” y a los niveles olistostrómicos kilométricos de las “Margas de Campo”. Representan grandes trozos de Plataforma carbonatada externa resedimentada en la propia cuenca. Presentan abundante fauna y en la que destacan los equínidos (GarcíaSenz y Ramírez Merino, 2009).
Fig. 8.-Falla distensiva, sinsedimentaria con conglomerados brechoides de cantos irregulares y angulosos de Cuarzo-Cuarcita en el bloque descendente. En la roca de Falla tan sólo aparecen bloques y cantos de Calizas. El esquema inferior, se encuentra a mayor escala, mostrando la estructura cartografiable.
Existen además toda una suerte de estructuras comparables a las descritas sobre las que no se hará especial hincapié, tales como diversas variedades de slumps y pliegues de tipo slump con cabalgamientos en el flanco superior, que rebasa a los flancos cortos (de eje curvo) por la zona de charnela, con el sedimento apenas consolidado, y toda otra serie de estructuras que recuerdan a las descritas por W. R. Fitches y otros, (1986) como precursoras de un “detachment”, con las rocas apenas consolidadas de la diagénesis en la Cuenca del País de Gales (Fig. 9).
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O
E
ESTADIO 3
LEYENDA Contacto normal y trazado de capas Contacto discordante Falla Falla del Torilejo Brecha de navalpino (Nivel de Fuentes, Cámbrico inferior, GV). Calizas ocultas por el Sinclinal de Guadarranque (GIN). Funcionamiento normal del Ediacárico Lutitas y Areniscas de Los Parrales (GIN). Sentido de aportes en el Ediacárico sup. Conglomerado del Torilejo (GIN). Sentido de aportes en el Cámbrico inf. Calizas de Plataforma y Talud (GIN). Alternancias del Valdehornos (GIN, turbidítico; ¿Fm. Cíjara <> Limolitas del Cubilar? Lutitas y Areniscas (GIN, Plataforma y Talud). Direccón de movimiento de las Fallas. Cong. de Base del GIN. Sector reactivado de una falla Normal, GDE. Facies Organizadas. a Falla Inversa (Cabalgamiento). GDE. Facies Desorganizadas.
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ESTADIO 2 Falla del Torilejo Altrenancias del Valdehornos
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ESTADIO 1 Talud
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Fig. 10.- Modelo idealizado de la evolución del GIN a lo largo del Ediacárico superior hasta la deposición de la base del Cámbrico inferior (Brecha de Navalpino). Ver texto para mayor explicación.
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En nuestro caso y como se aprecia en las reconstruciones del Ediacárico superior es posible la existencia de un “Detachment”, pues el GDE tiene que tener un límite inferior. Quizás se encuentre próximo al contacto entre la facies organizada y la desorganizada, para decidirlo hay que trabajar más finamente todo el GDE y probablemente la “Serie Negra” de la Zona de Ossa-Morena. Otro punto a destacar es la más que probable existencia de depósitos calcáreos por encima de los depósitos del GIN, cuya edad sería Ediacárico terminal, y que están próximos a la Brecha de Navalpino y que se desmantelarían a principios del Cámbrico. Lo mismo se da al otro flanco del Sinclinal de Guadarranque en el Anticlinal ya de Valdelacasa, donde aparece el “Olistostroma del Membrillar” que es de todos los depósitos del tipo “Nivel de Fuentes” el más potente y con las masas de Calizas mayores. Sin duda es posible que existan estas calizas por debajo del mencionado sinclinal y puede también que ya no existan. Pero lo que es muy probable es que hayan existido a finales del Ediacárico. Se trataría de depósitos calcáreos discordantes sobre el resto del GIN, pues la proximidad necesaria para que se depositen bloques calcáreos mayores de 2m. es grande y ni uno ni otro nivel olistostrómico brechoide pueden “nutrirse” de las Calizas de Villarta, pues quedan demasiado lejos y como se aprecia en el “Sinforme de La Dehesa” (el afloramiento más oriental del GIN), las grauvacas casi han desaparecido y tan sólo quedan restos minúsculos cantos y capas calcáreos. Asimismo la Brecha de Navalpino que recubre al Sinforme mencionado en último lugar apenas tiene cantos o/y bloques calcáreos, siendo la distancia entre la Brecha de Navalpino en su lugar tipo (al Oeste) respecto a este Sinforme de La Dehesa equiparable a la de la Brecha de Navalpino respecto a las Calizas de Villarta, por lo que resulta necesaria una proximidad grande entre los lugares de depósito de los Olistolitos, slumps, etc, y el Área Madre, es decir una zona con calizas abundantes. Resumiendo, y por puntos, tenemos los siguientes hechos en el depósito de la Facies turbidítica del GIN: 1) El Conglomerado de base del GIN fosiliza una deformación más antigua (¿Criogénico o Ediacárico inferior?), como se aprecia de la distribución de las diferentes facies del GDE. Este conglomerado no aparece en el sector más oriental de los afloramientos del GIN, posiblemente debido a causas sedimentológicas, aunque también pudieran ser tectónicas. 2) En el Anticlinal de Navalpino se aprecia la existencia de un talud que viene indicado por el cambio de sedimentación de Plataforma Carbonatada a Alternancias Turbidíticas. Además existen numerosas estructuras a mediana y pequeña escala que indican una “Distensión” clara (Ver Figs. 8 y 9) 3) En la zona de talud se forma una Falla Distensiva (si no existía antes), denominada como Falla del Torilejo, que controla la deposición masiva de las Alternancias del Valdehornos y otras rocas asociadas. Esta falla presenta una apariencia de brecha similar a las vistas, a menor escala, en el vecino Domo de Abenojar (Fig. 8) 4) Posteriormente tiene lugar una fase compresiva que invierte el sentido de la deformación con formación de sinclinales amplios rellenados por material proveniente de las propias Alternancias del Valdehornos elevadas y por tanto provenientes del Este, al contrario de la historia sedimentológica previa. Estos materiales forman una gran acumulación de conglomerados (Conglomerados del Torilejo). También se producen fracturas de diverso tipo entre las que destaca una falla inversa o cabalgamiento (Cabalgamiento del Torilejo) que es el que controla la deposión inversa mencionada con anterioridad y de las Lutitas de los Parrales. 5) Finalmente y para terminar el Ediacárico, debió de existir una sedimentación carbonatada (discordante) por encima de todos los materiales turbidíticos descritos, que no se puede descartar que correspondan a una extensión hacia Oriente de las Calizas de Villarta, aunque personalmente se considera más probable que sean independientes, y cuyo desmantelamiento ya en tiempos del Cámbrico más inferior produce las acumulaciones de brechas carbonatadas (Brecha de Navalpino, Olistostroma del Mebrillar, etc.).
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BIBLIOGRAFIA Álvarez-Nava, H.,García Casquero, J.L., Gil-Toja, A., Hernández-Urroz, J., Lorenzo Alvarez, S., López Díaz, F., Mira López, M., Monteserín, V., Nozal, F., Pardo, M.V., Picart, J., Robles Casas, R., Santamaría, J. Y Solé, F.J. (1988).- Unidades Litoestratigráficas de los materiales precámbrico-cámbrico de la mitad suroriental de la Zona Centroibérica. II Congr. Geol. De España. Comunicaciones vol. I, 19-22. Bouma, A.H. (1962).- Sedimentology of some flysch deposits. Elsevier P.C. Amsterdam, 168 pp. Carrington da Costa, J.(1950).- Quelques remarques sur la tectonicque du Portugal. Boletim da Sociedade Geológica de Portugal, 8, 193-206. Díez-Balda, M.A., Vegas, R., y Gonzalez Lodeiro, F.(1990).- Structure of Central Iberian Zone. En R.D. Dallmeyer, E. Martínez-García (eds.). Pre-Mesozoic Geology of Iberia, 172-189. Springer-Verlag, Berlín. Fitches, W.R., Cave, R., Craig, J. Y Maltman, A.J. (1986).- “Early veins as evidenced of a detachment in the Lower Palaeozoic rocks of the Welsh Basin”. Journal of Structural Geology, Vol. 8, N.º 6, pp. 607-620. García Senz y Ramírez Merino, (2009).- Mapa Geológico de España, Hoja de “Pont de Suert (213)”; Cartografía, Petrología y Memoria. IGME, Madrid. López Díaz, F. (1992).- Evolución estructural de la Antiforma de Navalpino (Zona Centroibérica). Tesis Doctoral publicada on-line en el 2014-2015 (https://issuu.com/ fernandolopezdiaz9/docs/evoluc._estruct._de_navalpino__red.). EE.UU. Pierce, W.G. (1987).-The case for tectonic denudation by the Heart Mountain Fault. NO de Wyoming- A response. Geological society of America Bulletin, v. 99, p. 552-568, Octubre. Pieren, Pidal,A.P., Pineda A., Herranz, P. (1991).-Evolución de los depósitos continentales del Proterozoico superior en “La Serena”, Badajoz (Zona Centroibérica). Cuaderno Laboratorio Xeolóxico de Laxe, 16, 179-191. Ramsay, J.G.(1967).- Folding and Fracturing of rocks. McGraw-Hill, New York
EL PROTEROZOICO SUPERIOR DE LA PENÍNSULA DE KOLA, EN ESPECIAL EN LA COSTA DEL MAR DE BARENTS En el verano del año 1992 el autor de este trabajo visitó Rusia y pudo apreciar el similar carácter estratigráfico y tectónico de las rocas del Proterozoico superior de la costa del Mar de Barents (borte NE de la parte Europea de Rusia, continuación de la parte más al Norte de Noruega). Fruto de dicha visita dí una conferencia en el Dpto.de Geología de la Universidad de Oviedo. Al cabo de mucho tiempo retomé la Geología como una necesidad de expresar los conocimientos que creo poseer y fruto de ello fueron 9 los trabajos publicados en un Portal on-line (issuu). Ahora me decido a publicar una comparación entre las rocas que visité en el año 1992 y las correspondientes a mi Tesis Doctoral en un punto muy concreto, como es el origen y significado de las rocas conglomeráticas del Sinforme del Torilejo en el Anticlinal de Navalpino con las rocas de la Serie Volokov en el extremo NO de la costa del Mar de Barents (NO de Rusia) y sus rocas asociadas en la Península de Kola (Fig. 11). El conocimiento que posee el autor del presente artículo es sinóptico, pero cree él que es suficiente como para poder comparar una y otra área, sobre todo después de la bibliografía
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que me fue dada en el lugar e incluso enviada posteriormente. Así pues paso a, de una manera resumida, describir el Proterozoico superior de la Península de Kola y sobre todo de dos pequeñas penínsulas situadas en el extremo NO de la costa del Mar de Barents. Resumen: Los depósitos del Proterozoico superior en la costa del mar de Barents en la Península de Kola muestran claras evidencias de Tectónica de Inversión durante el Precámbrico más superior. Los depósitos del Criogénico superior están controlados por una falla NO/SE de carácter Normal o Distensivo (Falla Motovsk), que presenta un movimiento kilométrico de descenso de su labio NE. Asociados con dicha falla existen toda una serie de depósitos de afinidad turbidítica, los cuales en la base y vecindad de la falla, son normalmente conglomeráticos. Los materiales del labio superior de la falla presenta mucho más espesor (>3200m.) que los materiales del labio infrayacente (algo más de 1300m.), indicando con ello que la falla estaba activa durante la deposición de los materiales, al menos del labio suprayacente. La inversión de esta falla tuvo lugar en el periodo Ediacárico, durante una deformación que también produjo pliegues muy asimétricos y cabalgamientos cuyo trazado es más o menos paralelo al de la falla distensiva. Asociados con la elevación del bloque NE tiene lugar una nueva deposición de rocas en el bloque SO, proveniente de las zonas elevadas ahora y antes descendidas, las cuales yacen discordantes sobre las rocas pre- y sinextensión. Abstract: Late Proterozoic deposits on the Barents sea coast in the Kola Peninsula (NW de Russia) show evidence of tectonic inversion during the Late Precambrian. Upper Cryogenic deposits are controlled by a normal NW-SE fault with a kilometric downward movement of its NE wall. Associated with that fault is a whole series of deposits of turbiditic affinity which, at the base and in the vicinity of the fault, commonly are conglomeratic. Hanging wall are much thicker (up to 3200 m) than foot wall rocks of the same age (up to 1300 m), indicating the fault was active during the deposition. The inversion of this fault took place during the Ediacaran, during a deformation that also produced highly asymmetric folds and thrust faults whose trends are almost parallel to that of the extensional fault. Associated with the rise of the NE block there was a new deposition of rocks, in the SW block, which lying unconformably on preand syn-extension rocks. INTRODUCCIÓN La Península de Kola contiene depósitos del Proterozoico superior distribuidos a lo largo de su periferia que muestran gran similitud con la línea de costa actual (Fig. 11). En estos materiales se pueden diferenciar 3 zonas paleogeográficas (Liubtsov y otros, 1990): La Zona Tiersk en la parte interna (SO) consiste de sedimentos terrígenos de origen continental (Dominio III en la Fig. 11) La Zona Kildin distribuida todo a lo largo de la costa del Mar de Barents, presenta sedimentos costeros de plataforma (Zona II en la Fig. 11). La tercera zona, Rybachi (Zona I en la Fig. 11), cuyo contacto con la Zona Kildin consiste de una importante lineación tectónica (La falla Motovsk y asociadas), consiste en rocas de origen mucho más profundo que las otras dos zonas e incluso está mucho más deformada. Las penínsulas Sriedni y Rybachi (Figs. 11 y 12) proporcionan el mejor y más completo afloramiento de las 2 últimas zonas paleogeográficas y contienen las rocas tratadas en el presente trabajo, resultado, ante todo, de los datos geológicos existentes entonces y de la visita al campo dirigida por V.Z. Negrutsa, en la cual las localidades más importantes fueron visitadas y estudiadas. ESTRATIGRAFÍA El presente trabajo hace especial énfasis tanto en el punto de vista Estructural como Estratigráfico. De todas maneras las descripciones de ambos dos aspectos serán muy someras, siendo así que una mayor prescisión se puede encontrar en los trabajos de Negrutsa (1971); Negrutsa y otros (1994) y Liubtsov y otros (1989; 1990); Así como en el propio trabajo del autor (López Díaz, 2014). El Mapa de la Fig. 12, representa las penínsulas Sriedni y Rybachi y sus formaciones sedimentarias. En este área aflora el contacto entre las Zonas Kildin y Rybachi. A continuación expondremos brevemente las características de las rocas de cada zona una de las dos zonas Paleogeográficas tratadas.
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Criogénico superior y Ediacárico Paleozoico y Mesozoico
El Grupo Volokov: Este grupo solamente aflora en el límite Norte de la Península Sriedni (Fig. 12) y aparece discordante sobre las rocas Kildin vistas hasta ahora (El Grupo Kildin), dado que algunas veces se le encuentra sobre la Fm Zemliepajtinsk y no sobre los materiales de la Fm. Karuyarvinsk, como sería de esperar. El contacto entre los dos Grupos proporciona abundantes óxidos de hierro, que parecen indicar la exposición, entonces, al aire libre.
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areniscas arcósicas. Presnta un espesor sobre los 55m. La Segunda (Fm. Iernovsk) presenta casi 200 m. de areniscas arcillosas, limolitas y pizarras color gris oscuro de variado espesor. La tercera (Fm. Pavlinsk) consiste en 160 m. de areniscas cuarcíticas de grano grueso, con algunas areniscas con glauconita. Estas rocas muestran una amplia gama de colores,lo que las diferencia netamente de las anteriores. En su parte inferior aparecen algunos conglomerados y alguna arenisca con cemento carbonatado. La Fm. Poropelonsk (cuarta) está constituida por unos 280m. de rocas turbidíticas en capas finas de areniscas de grano fino alternando con pizarras. También aparecen aquí capas brechoides de fosforita a escala métrica. La Fm. Zemliepajtinsk (quinta), consiste, al menos, de 500 m. de areniscas grisáceas o amarillentas de grano fino a medio que yacen en capas de espesor métrico. Su composición es muy arcósica (20-25% de Feldespatos) y hay alguna que otra capa de fosforita. La Fm. Karuyarvinsk (sexta y última de este Grupo), con menos de 250 m. contiene areniscas con carbonatos; areniscas cálcicas y y arcillosas; limolitas, y principalmente pelitas verdes o rojas. Las estructuras sedimentarias son extremadamente comunes en esta Fm.; especialmente grietas de desecación y concreciones de cristales de Yeso (parecen ser rocas evaporíticas).
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Este grupo consiste solamente de dos Formaciones (de muro a techo):
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M Fig. 11.- Diagrama del Escudo Báltico tras Gorbunov et al. 1978: A) Arcaico; B) Cinturones Proterozoicos; C) Caledoniano; D) Plataforma Paleozoica y E) Mesozoico. Recuadro: Esquema paleogeográfico mostrando la distribución de las principales Facies en el Proterozoico de la Península de Kola: 1) Proterozoico inferior y medio ; 2) Proterozoico superior: 1.- Península Rybachi; 2.- Península Sriedni; 3.- Isla Kildin; 4.- Golfo Sviatiy Nos y Arroyo Golovnoi; 5.- Ríos Kashkarakka y Peschanka ; 6.- Arroyos Ostry, Gubnoi; 7.- Ríos Sosnovka, Snerjñitsa, Glubokaya; 8.- Río Chapoma ; 9.- Río Strelna; 10.- RíoVarzuga; 11.- Río Olenitsa; 12.- Río Kurzeka; 13.- Cabo Turi. 3) Depósitos Palaeozoicos y Mesozoicos. Zonas estructuro-faciales del Proterozoico Superior: I.- Rybachi (Turbidítica); II.- Kildin.- Plataforma; (Liubtsov y otros 1990). III.- Tersk.- Continental. LA ZONA KILDIN Aflora ocupando toda la península Sriedni y parte de la de Rybachi más precisamente entre las áreas que van desde las Bahías Gran Motka y Eyna (Fig. 12). De la base al techo se han diferenciado 2 grupos como constituyentes de esta zona: El Grupo KILDIN (terrígenos) y el Grupo Volokov (terrígenos). El Grupo Kildin: Las rocas de estas Series consisten en Conglomerados y areniscas en la mitad inferior y rocas arenosas y pizarrosas en la mitad superior. Todas ellas, eso sí, presentan características de Plataforma Costera. Se han diferenciado seis formaciones, las cuales se han denominado, de muro a techo, como Fms. Kutov; Iernovsk; Pavlinsk; Poropelonsk Zemliepajtinsk y Karuyarvinsk.
La Fm. Kuyakansk, que consiste en 170 m. de areniscas arcósicas y cuarcitas; areniscas cuarcitico-conglomeráticas con evidentes niveles de conglomerados y brechas, especialmente en la parte inferior. Mientras que en la parte superior son más frecuentes los niveles de areniscas sub-grauváquicas con limonita, habiendo también algunos niveles de conglomerados de composición fosforítica. La Fm. Pumansk, está constituida por unos 350 m. de ritmitas alternantes entre areniscas subgruváquicas y pizarras arcillosas. En conjunto, ambos grupos muestran abundante evidencia del carácter marino somero (diferentes tipos de estratificación cruzada, etc,) y deformaciones sin-sedimentarias (slumps, etc.) indicando un transporte en masa desde el NE para el grupo Volokov, en especial para las avenidas de materiales gruesos, mientras que el material fino sigue conservnado, en gran parte sus paleocorrientes paralelas a la costa,(también direcciones de paleocorrientes, dadas por canales erosivos). En conjunto parece ser que existen, en el grupo Kildin, dos máximos de tectonismo sin-sedimentario localizados en la Fm. Iernovsk y en la transición entre las Fms. Poropelonsk-Zemliepajtinsk. Esto se argumenta principalmente por la presencia de conglomerados gruesos y la abundancia de slumps, etc. No existe continuidad en el medio deposicional entre los Grupos Kildin y Volokov y finalmente el Grupo Volokov se carateriza por un crecimiento constante de ambos, la actividad deformacional sinsedimentaria y el aumento de la profundidad del medio deposicional. Estas tendencias serán de suma importancia en la consideración final del desarrollo tectónico de esta zona. LA ZONA RYBACHI Esta Zona se distribuye sobre la mayor parte de la península del mismo nombre y sobre sus extensiones marítimas hacia el NO; NE y SE (Fig. 11) Sus depósitos son más espesos que en la Zona Kildin y los sedimentos corresponden a un medio marino más profundo. Se pueden diferenciar dos Grupos de rocas (Negrutsa 1971): los Grupos Eynov y Bargout.
La primera (Fm. Kutov) es la que está en contacto con el Basamento Arcaico. Consiste fundamentalmente de conglomerados tipo brecha de las rocas de Granitoides del Basamento y
El Grupo Eynov: La totalidad de las series Eynov muestran gran homogeneidad de facies. Comienza con conglomerados de cantos y bloques del Basamento Arcaico y gradualmente se transforman hacia arriba en materiales más finos. Se interpreta como el equivalente del Grupo Kildin en la Zona Rybachi, y presenta fallas normales sinsedimentarias comúnmente a pequeña escala y pliegues de Slumps decamétricos. En este Grupo se han diferenciado 3 Formaciones:
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Bahía Vaida
Fm. Maisk, Consiste en 250m. de alternancias de conglomerados, brechas y areniscas. Los conglomerados y brechas a menudo muestran cantos de granitoides procedentes del Basamento Arcaico y en otras ocasiones cantos claramente pertenecientes a las series Kildin. Todo ello recuerda a la Fm. Motovsk, aunque aquí los cantos son mucho más pequeños.
Bahía Gran Volokov . Cabo Zemliany
Cabo Mai-Navolok
Península Rybachi
Península Sriedni
C. Tsyp-Navolok C. Sergueyeva
Bahía Pequeño Volokov
C. Bargoutni B. Gran Motka
Contacto Normal Discordancia Falla Falla Normal Falla Inversa Falla Normal Reactivada
Bahía Eina Bahía Kutova Bahía Moche
SERIE VOLOKOV
Cabo Gorodetski
SERIE KILDIN Fm. KutovsK SERIE BARGOUT ?
Fm. Iernovsk Basamento Arcaico
Cabo Sharapova
SERIE EYNOV
Fm. Palvinsk
Fm. Zubovsk, constituida por 500m. De alternancias entre areniscas polimícticas; gravelitas y pizarras. Las capas se hacen progresivamente más delgadas hacia el techo, formando una serie positiva, también evidenciada por un incremento proporcional en pizarras. Aparecen también algunas capas calcáreas centi- decimétricas entre las capas de pizarra. Esta Formación muestra también una fuerte evidencia de deformación sinsedimentaria, slumps especialmente. Fm. Tsypnavolok, tradicionalmente (Negrutsa, 1971 y Liubtsov y otros, 1989 y 1990) esta formación ha sido considerada como el techo de las Series Bargout. En cualquier caso, su contacto con la Fm. Zubovsk es probablemente tectónico y así es muy probable que sea un equivalente distal del Grupo Bargout. Su espesor mínimo es de 260m. Y está constituida por alternancias centi- decimétricas de areniscas y pizarras con abundantes rocas carbonatadas. En ocasiones se dan lentejones decamétricos de conglomerados similares a los de la Fm. Maisk. Como en el resto de las series abundan mucho los slumps. Fm. Skarbeyevsk, que consiste de un espesor mínimo de 500m. De alternancias de areniscas y pizarras con algún, raro, lentejón de conglomerado y frecuentes capas decimétricas de calizas. Su relación arenisca/pizarra y el tamaño de la fracción gruesa de las areniscas recuerda a la Fm. Lonsk (Negrutsa 1971). Aunque esta Formación constituye un cambio lateral de las rocas de la Zona Rybachi, no es posible ser más preciso sobre esta relación.
Fm. Maisk
Fm. Poropelonsk
Fm. Motovsk
Fms. Maisk & Zubovsk
Fm. Kuyakansk
Fm. Zemliepajtinsk
Fm. Lonsk
Fm. Tsyp-Navolok
Fm. Pumansk
Fm. Karuyarvinsk
Fm. Perevalna
Fm. Skarbeyevsk ?
Fig. 12.- Esquema Geológico de las penínsulas Sriedni and Rybachi , tras Liubtsov y otros (1989); Negrutsa y otros (1994), y observaciones e intrepretaciones personales. Fm. Motovsk, se encuentra en la base de las series. Yace discordante en ocasiones sobre rocas, las cuales, aunque más distales, son muy similares a las correspondientes a la Fm. Poropelonsk de la Zona Kildin. Esta Formación consiste en 350m. de depósitos no diferenciados, entre los que aparecen areniscas de grano muy grueso, cuarcíticas y grauváquicas y subgrauváquicas. En cualquier caso la característica más llamativa de esta Formación es la presencia de grandes bloques de granito (>100 m.) correspondientes al Basamento Arcaico y extendiéndose a brechas y conglomerados polimícticos con cantos de granitoides. Esto ocurre principalmente en la base de la Formación y en la vecindad del contacto con el Grupo Kildin. Fm. Lonsk, esta Formación reemplaza gradualmente la Fm. Infrayacente. Consiste de 700m. De conglomerados; areniscas subgrauváquicas y grauváquicas; pizarras limolíticas y menos frecuentes, capas delgadas de pizarras arcillosas y margas. Existe una gran evidencia de movimientos sinsedimentarios; siendo los más relevantes, grandes pliegues de slump en capas de areniscas de espesor decamétrico.
EDAD Con respeto a las Series Kildin, existe un acuerdo general de que pertenecen al Criogénico superior, debido al contenido en fósiles (Liubtsov y otros 1989; 1990). Las rocas de la Zona Rybachi, a pesar de los problemas de correlación entre Formaciones, se interpretan asimismo como de la misma edad. La evidencia para esto es que la Fm. Motovsk recubre rocas que son claramente equivalentes a las de la Fm. Poropelonsk en la Serie Kildin y estas son sin duda de edad Criogénico superior. La principal ruptura sedimentaria en el área estudiada es erosiva y puede muy fácilmente haber sufrido exposición subaérea y se localiza entre las Series Kildin y Volokov. Por esta razón, la última se asume como Ediacárico (S.l.): Ulterior aportación para esta asunción se dará en el próximo capítulo donde se explican los orígenes de las Series. ESTRUCTURA Las rocas del Proterozoico tardío de las Penínsulas Sriedni y Rybachi sufrieron una Tectónica de Inversión durante dicha época. Inicialmente tuvo lugar una etapa extensional que controló el depósito de las rocas de la Zona Rybachi y a continuación una etapa compresiva que produjo el levantamiento de las rocas de la Zona mencionada en último lugar y de la Zona como un todo.
Fm. Perevalna, ocupa el techo de las Series Eynov, consiste en algunos bancos métricos de gravelitas y en especial areniscas gris-ceniza o areniscas grauváquicas amarillentas, masivas, similares a las de Formaciones Lonsk y Motovsk. Aparecen también algunas areniscas con cemento carbonatado. Su espesor no está claro, pero probablemente se incluye entre los 1500-2000m.
Etapa Extensional El movimiento de la falla Normal de Motovsk produce la evidencia particularmente fuerte de un episodio extensional (Fig. 12). Se trata ésta de una estructura con una dirección aproximada NO/SE que divide las Penínsulas Sriedni y Rybachi y que continúa en el interior de la Península Rybachi entre las bahías Gran Motka y Eyna. Su carácter normal y el movimiento descendente del bloque NE son evidentes a partir de las siguientes observaciones:
Las Series Bargout: Están separadas de las Series Eynov sobre las que reposan gracias a un cabalgamiento. La totalidad de este Grupo corresponde a un equivalente al Grupo Eynov, pero más distal, repetida por el cabalgamieto. En este Grupo se han distinguido 3 Formaciones sucesivas y un equivalente lateral.
1) Una serie de Fallas Normales hectométricamente separadas, sintéticas con la principal y próximas a ella, aparecen en las rocas de la Fm. Poropelonsk a lo largo de la costa Sur de la bahía Gran Motka.
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axial, bien desarrollado en las rocas pelíticas, cuya naturaleza varía desde un clivaje pizarroso grosero en las partes centrales de la Península Rybachi, desapareciendo en la zona meridional de dicha península.
SERIE VOLOKOV SERIE KILDIN
Fm. KARUYARVINSK Fm. ZEMLIEPAJTINSK Fm. POROPELONSK Fm. PALVINSK Fm. IERNOVSK Fm. KUTOVSK
Fm. PEREVALNA
BASAMENTO ARCAICO
Fm. LONSK Fm. MOTOVSK Po. Palv. Iern. Kut.
Fm. ZUBOVSK Fm. MAISK
Fm. TSYP-NAVOLOK = = SKARBEYEVSK?
BASAMENTO ARCAICO
FIG. 13.-Esquema Estratigráfico y Tectónico de las diferentes Formaciones tras la actuación de la Fase Distensiva, propuesto por el autor del Artículo. 2) Existen circunstancias sedimentarias en las rocas de la Fm. Motovsk a lo largo del itsmo entre ambas penínsulas que indican extensión. Estas incluyen: a) Pequeñas fallas normales sinsedimentarias cuya orientación es consistente con la falla principal. b) La presencia de importantes slumps que afectan no sólo a la Fm. Motovsk, sino también a todas las otras rocas de la Zona Rybachi. c) Grandes bloques hectométricos del Basamento Granítico que gradualmente se transforman en conglomerados y microconglomerados en la Fm. Motovsk. Todo esto implica que el basamento fue expuesto en la pendiente producida durante el movimiento de la Falla o durante el desarrollo de la misma. 3) La observación de algunas superficies de Falla (de la Falla Principal) que buzan 70º/75º afectando a la Fm. Poropelonsk en el extremo SO de la Península Rybachi. En estos afloramientos los indicadores de movimiento muestran un movimiento normal en la dirección de la mayor inclinación de las capas. El movimiento Normal de la Falla Motovsk en síncrono con la deposición de la Fm. Poropelonsk y las otras Fms. Suprayacentes dentro del Grupo Kildin están asociadas con la formaciones de las series Rybachi, las cuales todavía hoy pueden verse en la superficie. En cualquier caso, esta fractura pudo haber funcionado antes de esto. Como hemos visto previamente, el nivel más elevado de actividad tectónica sinsedimentaria tuvo lugar durante la deposición de la Fm. Iernovsk (Serie Kildin) y una tal actividad puede reflejar un funcionamiento más temprano de la falla Motovsk. Si esto fuera así, bajo la Fm. Poropelonsk, hacia el NE de la Fractura Motovsk, la cual está en la base de la Fm. Motovsk debe haber una serie de depósitos también afectados por la Falla Motovsk (Fig. 13). En cualquier caso esto sólo se puede compprobar por investigación sub-superficial (sondeos o geofísica). Etapa Compresional. Las principales estructuras compresivas corresponden a pliegues y fallas (cabalgamientos) Pliegues.- Los pliegues mejor desarrollados aparecen a algunos Kms. de la Falla Motovsk, en el interior de las rocas a lo largo de la costa NE de la Península Rybachi y se vuelven progresivamente más débiles hacia el SE. En realidad están bien desarrollados en las Fms. Skarbeyevsk; Tsypnavolok y Zubovsk. En estas Formaciones, aparecen como pliegues fuertemente asimétricos, vergentes al SO, de tamaño métrico a hectométrico, con un flanco inclinado suavemente hacia el NE (20-30º) y el otro flanco inclinándose fuertemente hacia el NE (80º) e incluso inclinándose marcadamente hacia el SO. Sus planos axiales están entonces fuertemente inclinados hacia el NE, y sus ejes están orientados NO/SE y tienen una inclinación subhorizontal. Estos pliegues están asociados con un clivaje de plano
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Estos pliegues forman, dentro del rango de unos pocos kilómetros, trenes, que se repiten varias veces. En ellos, es posible observar una variación progresiva en el ángulo entre flancos, que se incrementa de NE a SO, lo cual contrasta con la variación regional, donde los pliegues hacia el SO son abiertos. También, y asociado con esto existe una variación similar en la inclinación del clivaje. Debido a esto, y a la remarcada naturaleza asimétrica de los pliegues, el autor piensa que posiblemente estén asociados estos pliegues con un proceso de cizalla simple, el cual pudo muy fácilmente ser el mismo que el de los cabalgamietos, y que describiremos a continuación. En este caso, cada tren de pliegues, pudiera muy bien estar asociado a cabalgamientos menores. En la Península Sriedni los pliegues son escasos. La totalidad del afloramiento de la Zona Kildin de hecho constituye una gran y abierto sinforme (Fig. 12) cuya orientación es concordante con la de los pliegues de la Zona Rybachi. Solamente en la vecindad de la Falla Motovsk se muestran pliegues decamétricos, comunmente abiertos, correspondiendo, dada su orientación, al sistema mencionado anteriormente. Las rocas de la Serie Volokov muestran muy pocos pliegues, solamente en la vecindad de la Falla Motovsk aparecen algunas flexiones irregulares asociadas con diferentes fracturas menores. El hecho de que el Grupo Volokov repose discordante sobre el abierto sinforme que pliega al Grupo Kildin (Fig. 12) indica una edad pre-Ediacárica para esta estructura. Cabalgamientos.- Las principales superficies de cabalgamiento se encuentran en el contacto entre las series Bargout y Eynov, y en el contacto entre las Formaciones Tsypnavolok y Zubovsk. Las zonas de fractura, aparte de las más o menos preservadas superficies frágiles de fractura, se produce un notable incremento en el número de pliegues. El trazado cartográfico de estos cabalgamientos es aproximadamente paralelo al del contacto entre las Formaciones, lo cual produce una razón más para asociar pliegues y fallas en un sólo proceso genético. El bloque cabalgante es siempre el NE. Otra importante superficie de cabalgamiento es la Falla Motovsk por sí misma, que fue reactivada con una Falla Inversa. Este movimiento se evidencia, por un lado, por afloramientos que muestran a la Fm. Motovsk cabalgando a la Fm. Zemliepajtinsk y probablemente a la Fm. Karuyarvinsk en la costa NE de la Península Sriedni. Y, por otro lado, en algunos afloramientos de la falla Motovsk, un conjunto de fibras de Cuarzo que indican un movimiento normal, Mientras otras muestran un movimiento inverso. En el límite SE de la Península Rybachi, la Fm. Motovsk muestra una Falla menor asociada de tipo cabalgamiento que muestra un trazado aproximadamente paralelo a la Falla principal, si bien su límite NO presenta una rampa lateral ortogonal a la Falla Principal (Motovsk), Esta rampa lateral muestra indicadores de movimiento, en una superficie que muestra todas las características de ser un “espejo de falla”, que indican el movimiento hacia arriba del bloque superior de la Fractura. En el Mapa, resulta posible apreciar como este cabalgamiento sitúan a las rocas de la Fm. Motovsk, sobre el contacto entre las Fms. Poropelonsk y Zemliepajtinsk,lo cual, una vez más, demuestra que se trata de una Falla Inversa. Donde el plano de falla puede ser observado, es asimismo posible apreciar que él presenta una inclinación de 45-50º hacia el NE. La edad de estos cabalgamientos debe ser pre-Ediacárico, de acuerdo con su probable relación genética con los pliegues previamente descritos. EVOLUCIÓN ESTRATIGRÁFICA Y CORTE ESTRUCTURAL la Fig.13 sumariza esquemáticamente la evolución estratigráfica supuesta de la zona estudiada. Para la Zona Rybachi, la similitud entre las Fms. Motovsk y Maisk fue usada como una base para situarlas al mismo nivel a lo largo del cual coincide con la Fm. Tsypnavolok. Por otra parte, la Fm. Skarbeyevsk pudiera tratarse de las Fms. previamente mencionadas. Este diagrama (Fig. 13) representa la situación estratigráfica antes de la inversión de la Falla Motovsk e incluye series pre-Motovsk comparables con las Series
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Kildin, las cuales, como hemos visto más arriba no pueden confirmarse dado que hay, quizás una gruesa capa de sedimentos infrayacentes a la Fm. Poropelonsk. La Fig. 14 muestra un corte estructural de la zona estudiada. Como en el caso previo no resulta posible conocer con exactitud la profundidad del Basamento por debajo de la Zona Rybachi, a menos que sepamos si las Series Kildin presentan rocas extensionales equivalentes en la Zona Rybachi. Teniendo en cuenta esto, la profundidad del Basamento en la Fig. 14 está situada al mínimo posible. En la Inversión Tectónica que sufre la Falla Motovsk (y estructuras asociadas) se produce además un cambio ortogonal en las paleocorrientes del Grupo Volokov, pues mientras el material fino sigue la Costa actual (que era la de entonces), con frecuencia se producen avenidas de material grueso provenientes del Grupo Eynov, elevado en el labio superior de la Falla mencionada y que sufre procesos de erosión, aunque no se puede precisar si subaérea o subacuática. Ello supone un cambio de 90º en sentido horario en la dirección de los aportes gruesos.
Aportes gruesos para la Serie Volokov SERIE VOLOKOV SO
SERIE KILDIN
BASAMENTO ARCAICO
Fm
Fm
. Ma isk. ? rev aln Fm. a Lons k ? Fm. Serie Kildin Motov sk . Pe
Nivel del Mar
Fms .M a iska y
S. Kildin? BASAMENTO ARCAICO
Zu bov Fm. sk Ts yp ?
NE
-N avo lo
k?
Fig. 14.- Corte Estructural (sinóptico) del área estudiada. En la Fig. 14 se asume un hipotético “despegue” en el contacto entre el Basamento Arcaico y las rocas sedimentarias, basado en los cabalgamientos en superficie y en la naturaleza de la deformación asociada. En cualquier caso, tuvo que haber tenido una morfología “lístrica” cuando se movió como Falla Extensional. En dicho caso, la Falla asociada de la que ya hablamos y que muestra la F. Motovsk con su rampa lateral, pudiera ser un “footwall short cuts ( Gillcrist y otros, 1987)”. En la actualidad esto no es así, dado que las rocas de la Zona Kildin no se encuentran afectadas. Además, la propia Falla Motovsk, inclinándose 75º, es reactivada. Si ella tuviera una morfología lístrica, lógicamente, con tal valor de inclinación podría estar fosilizada (no se movería en el evento compresivo). De acuerdo con esto, nuestro punto de vista, consiste en que el movimiento de esta Fractura, está tan sólo reactivada en su parte superior, y corresponde a una morfología planar normal afectando también al Basamento. RELACIONES LATERALES La proximidad de la parte Oeste de la zona estudiada hacia las Caledónides de Escandinavia, condiciona la correlación directa de estas estructuras. En cualquier caso, todo a lo largo de dicha Cadena, cambios frecuentes en facies y espesores tienen lugar durante el Proterozoico. La prolongación directa de la Falla Motovsk al Oeste, encuentra su equivalente en la Península Varanger, donde, de acuerdo con los mapas disponibles (Foyn, 1985) una fractura con la posición apropiada y también la orientación, separa dos Dominios del Proterozoico tardío, con muy diferentes facies y espesores. De hecho, mientras el bloque SO presenta un espesor de 2500m. (Grupos Vadso; Tanafjord y Vestertana); el bloque NE presenta al menos 15000m de espesor (Grupos Mar de Barents y Lokvikfjell). De acuerdo con Foyn (1985) esta fractura tiene un carácter de desgarre. En cualquier caso, el extremo NO del Cabalgamiento Kalak no se encuentra claramente desplazado. Así pues, piensa el autor de este trabajo que se trata de una Fractura Normal pre-Caledónica asociada a la F. Motovsk. Más hacia el Oeste, en la región de la ventana tectónica de Repparfjord-Komagfjord, aparece también una notoria variación en el espesor de los depósitos del Proterozoico
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tardío (Pharaoh, 1985), entre las rocas de esta ventana y las rocas alóctonas del Manto de Laksefjord (Grupo Laksefjord). Mientras el espesor del primero no es mayor de los 160m; con conglomerados, areniscas y pelitas, en el último, conteniendo la misma secuencia de rocas, puede oscilar su espesor entre los 4600 y los 6400m. Es más, debería existir una fractura para considerar tales enormes variaciones en espesor aunque no en el tipo de materiales. Al SO de estas zonas, en el Sur de Noruega, un Rift del Proterozoico tardío ha sido identificado (Morley, 1989). La orientación de dicha estructura es SSO/NNE, además el bloque suprayacente es, como en todos los otros casos, el bloque Oeste. Los Procesos Extensionales en esta edad son comunes en esta parte del Mundo, como se demuestra por la correlación llevada a cabo por Bekker y otros (1971). CONCLUSIONES Resulta posible establecer que, durante el Proterozoico tardío, al menos lo que es ahora el margen Norte del escudo Báltico estuvo afectado por tectónica extensional, especialmente evidenciadas por un fallamiento generalizado que afectó a la sedimentación en su labio externo (hanging wall). En especial una de las fallas también sufrió, al menos en algunas partes a lo largo de ella (Kola) una tectónica de inversión, proceso que desarrolló pliegues y cabalgamientos de trazado general paralelo a la Falla Distensiva, en el Proterozoico más tardío. Un efecto notable de la Tectónica de Inversión es que en los materiales de la Serie Volokov, que afloran solamente en la Península Sriedni, y lo hacen discordantes sobre los materiales del Grupo Kildin, se produce un fenómeno curioso que consiste en que los aportes gruesos (cantos, etc.) provienen de las partes elevadas de la Zona Rybachi, mientras que durante todo el depósito del Grupo Kildin las paleocorrientes son paralelas a la Costa actual de la península de Kola (Mar de Barents). Reconocimientos.- Me encuentro sumamente agradecido al Profesor Dr. D. Guillermo Corretgé, de la Universidad de Oviedo y a A. N. Vinogradov que hicieron posible mi viaje a Rusia y al Dr. V.Z. Negrutsa (ya fallecido, DEP) y su equipo que me enseñaron el área de las Penínsulas Sriedni y Rybachi y otras lugares en Rusia. Quedo sumamente agradecido a todos ellos y siempre tendrán en mi un colaborador total para lo que se necesite y esté en mis posibilidades. Mi agradecimiento a J. Aller, también de la Universidad de Oviedo que me ayudó a corregir el manuscrito en Inglés. Mis agradecimientos también para C. Morley; K. Karlstrom y D. Roberts por sus críticas constructivas, cuando pensaba en poder publicar el artículo en forma normal (en Europa). La investigación fue financiada, en parte, por la Universidad de Oviedo (Salamanca-Oviedo-Ekaterimburg joint project).
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CONSIDERACIONES FINALES En la periferia de la Península de Kola (NO de Rusia) y en el Anticlinal de Navalpino (Zona Centroibérica Meridional (España), se produce la curiosa situación de que existen rocas sedimentarias muy parecidas, tanto Criogénicas como Ediacáricas, a lo que hay que sumar que ambas sufrieron la misma historia sedimentológica y estructural. La historia sedimentológica viene determinada por la actuación, en ambos casos, de una falla directa (EL Torilejo en España y Motovsk en Rusia) que hace pasar de sedimentos de Plataforma costera a depósitos más profundos de tipo turbidítico preferentemente. Dicha Falla se invierte con posterioridad en forma de cabalgamiento lo que hace que al tratarse de la elevación de las rocas previamente depositadas distensivamente, se invierta el Área Madre y por consiguiente un cambio ortogonal en la dirección de los aportes más gruesos. En España esto da lugar al depósito de los Conglomerados del Torilejo (1000m.) y probablemente a las Lutitas de los Parrales; mientras en Rusia da lugar al depósito de grano más grueso de la Serie Volokov, que yace discordante, con un ángulo muy bajo, sobre la serie Kildin. Otra cuestión que se produce en ambas áreas es la presencia de mineralizacionex sedimentarias de fosfato, lo que recalcaría, además, su relación.
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