LAS FALLAS VARISCAS EN LOS ANTIFORMES DE VILLARTANAVALPINO Y VALDELACASA (SO DE ESPAÑA) Fernando López Díaz ABSTRACT.- Brittle sinistral shear zones were appreciated in adjacent southern limb of the Valdelacasa Anticline and the northern one of the Villarta-Navalpino Antiform. Their orientation, being subparallel to the main traces of the hercinian great folds in Post-Lower Cambrian rocks, are associated with the presence of the former folds reorientation, in pre-Ordovician material (mainly pelitic, thus more suitable to refolding). All these can resume in the presence of brittle “Collector Faults” in the Ordovician-Silurian materials and a refold in “S” pattern in the pre-Ordovician rocks, which motivates the detachment between both types of rocks. Finally a set of NE/SW levogyre faults helping the accommodation of the orientation of the intermediate Synform (Guadarranque Syncline) causes his constant wideness at level of the “Cuarcita Parda” (Middle Ordovician), but this not yield constant at level of the underlying rocks. The former rocks of “Cuarcita Parda Fm.” are separated in the Southeast corner of the studied area because the infered presence of the Robledo Fault, which separates de Guadarranque syncline of the Guadarranque-Porzuna Syncline with a kilometric dextral movement. This fault presents an orientation NNW/SSE, probably no-conjugated with the former faults NE/SO, and it is possible, that this fault (under Post-Paleozoic rocks and sediments) corresponds with a Major Fault associated with the re-orientation of the entire Villarta-Navalpino Antiform. Key words.- Brittle Shear Zones; Variscan Deformation; Southern Iberian Zone; Spain. Introducción.- El presente trabajo profundiza y está basado principalmente en otro del mismo autor publicado en el III Congreso Español de Geología, realizado en Salamanca el año 1992 y que lleva por título: “Cizallas Frágiles Hercínicas en los Anticlinales de Valdelacasa y Navalpino (Zona Centroibérica, España). La premura con que este último se realizó, tuvo como defecto que se tratara de un trabajo incompleto, respecto a las ideas que por entonces ya poseía el autor. Por lo que las últimas no se vieron reflejadas en él y además , el mencionado trabajo (López Díaz, 1992a) se basaba principalmente en las cartografías de su Tesis Doctoral (López Díaz, 1992b y 2014); así como en la cartografía de las Hojas MAGNA (a Escala 1: 50 000) 734 (Villarta de los Montes) y 735 (Fontanarejo), en cuya realización participó el susodicho autor. Actualmente, y con las ideas más “reposadas”, se presenta este otro trabajo que profundiza y aclara lo expuesto en aquel trabajo primero. El lapso de tiempo que transcurrió entre ambas publicaciones, se debe a la no dedicación a la Geología, o cuestiones personales, pero las ideas ahora expuestas siempre mantuvieron el carácter de “latente” en la mente del autor. Mucho tiempo ha pasado desde entonces, y resulta difícil ponerse al día, sin embargo creemos de utilidad presentar la actual publicación, con sus novedades, que se benefician de la experiencia y de otros trabajos que conciernen a esta Zona Centroibérica-Meridional (publicados o no) y que tienen en cuenta lo expuesto por
diversos autores, de la rama de la geología estructural, principalmente y que se irán citando por orden en sus respectivos Capítulos. Quiero agradecer de antemano a todos los que de un modo u otro colaboraron en la plasmación del trabajo anterior y en éste. En especial a todos los miembros del Departamento de Geología de la Universidad de Oviedo que permitieron la plasmación por escrito, tanto de la Tesis Doctoral, como de la realización de los trabajos previos mencionados (López Díaz, 1992a; 1992b). Así como a los editores y demás miembros organizadores del III Congreso Español de Geología, donde el primero se presentó. Recientemente, debo infinitas gracias a dos Profesores de la Universidad de Oviedo: A D. Enrique Martínez García (DEP) y a D. Guillermo Corretgé Castañón, por sus numerosas charlas y apoyo en la realización, no solamente, de este trabajo, sino sobre el conjunto de la Zona Centroibérica y, aunque al final, no por ello menos importante, al Dr. Pablo González Cuadra, por su imprescindible ayuda que abarca todos los campos relacionados con esta publicación (y otras anteriores). Situación Geográfica y Geológica La zona estudiada, se encuentra en la Región de los Montes de Toledo, en la parte Occidental de la Meseta Sur Española (Fig. 1). Geológicamente se encuadra dentro de la parte Meridional del Dominio de los Pliegues Verticales que Díez-Balda et al. (1990), diferenciaron dentro de la Zona Centroibérica (Julivert et al. 1972), ocupando una posición central en la anterior. Este Dominio se caracteriza por la existencia de grandes pliegues dibujados por los materiales del Ordovícico Inferior, en cuyos anticlinales afloran ampliamente materiales preordovícicos y, que en este caso constituyen casi los últimos afloramientos de estas rocas hacia la parte Oriental de dicho Dominio, antes de pasar a los afloramientos Mesozoico-Cenozoicos de La Mancha. La realización del presente trabajo tuvo su origen en la elaboración de las Hojas del Plan MAGNA 734 (Villarta de los Montes) y 735 (Fontanarejo), elaboración en la que, como hemos dicho, participó el propio autor, sobre todo en la cartografía y el análisis estructural. Al cartografiar el Paleozoico post-Cámbrico Inferior, se apreció una cierta similitud entre los flancos Sur del Anticlinal de Valdelacasa (AV) y el flanco Norte del Anticlinal de Villarta-Navalpino (AV-N), concernientes a la presencia en ambos flancos de fracturas muy paralelas al trazado general de los Macropliegues, lo que llevó a una conclusión que se discutirá en el capítulo de Tectónica. Otra cuestión que merece la pena resaltar es el distinto comportamiento reológico que manifiestan las rocas Preordovícicas respecto a las suprayacentes, dirigidas principalmente por la Cuarcita Armoricana, que dado su espesor y competencia dirige, en gran medida el carácter del Plegamiento Hercínico-Varisco en dichos materiales suprayacentes al Cámbrico Inferior. Para todo ello se presenta un esquema cartográfico (Fig. 2), que engloba ambos flancos mencionados más arriba; un esquema tectónico, donde se manifiestan principalmente las grandes fallas y los Pliegues mayores (Fig. 3); esto se acompaña de un corte geológico (Fig. 4), que se ha ampliado según datos del propio autor, basados unos, en su
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Fig. 1.- Esquema del Macizo Hespérico , donde en el Recuadro se señala lo mostrado en la Fig. 2. Como se aprecia, toda la Zona se encuentra en el interior del Dominio de los Pliegues Verticales, establecida por Díez-Balda; Vegas R. y González Lodeiro F. (1990).: A.V.M.D.- Anticlinorio de Villadepera-Miranda Do Douro; Z.C.B.C.- Zona de Cizalla Badajoz-Córdoba; Z.O.M.- Zona de Ossa-Morena; el resto de las abreviaturas son las habituales. Tan sólo se ha representado el Basamento Pre-Hercínico. (Tomado de la publicación citada).
Tesis Doctoral (flanco norte del AV-N ), y los otros en cortes realizados por el autor en las proximidades de la población de Horcajo de los Montes (Hoja 709; Anchuras; Nozal y Martín-Serrano; 1989 y Hoja 710; Retuerta del Bullaque; Martín-Serrano y Nozal; 1989). Además se estudian las diferencias entre los materiales Preordovícicos y Ordovícico-Silúricos en el caso del extremo oriental del AV-N y, finalmente la prolongación, mediante una Fractura oculta (Falla del Robledo) del Sinclinal de Guadarranque hacia el SE que hemos denominado Sinclinal de Guadarranque-Porzuna. Pero antes haremos una breve descripción de los materiales sedimentarios que ocupan el área estudiada, comenzando por los Preorodovícicos y continuando con el OrdovícicoSilúrico.
Estratigrafía.En la zona se dan dos grandes unidades tectónicas de materiales sedimentarios: Por una parte el preorodovícico, que describiremos en primer lugar y el segundo, compuesto por una alternancia de cuarcitas, y pelitas intercaladas con areniscas y rocas subvocánicas (estas últimas omitidas en la cartografía), entre las que destacan tres formaciones cuarcíticas de edad ordovícico-silúrico. Describiremos brevemente primero los materiales anteordovícicos del AV-N y del AV, para después pasar a describir, también brevemente, los materiales Ordovícico-Silúricos del área estudiada, que afloran en los dos flancos mencionados de los anticlinales; así como en todo el Sinclinal de Guadarranque (y su prolongación suroriental, el sinclinal de Guadarranque-Porzuna). El área estudiada ocupa el extremo oriental del Grupo Domo Extremeño (GDE de Álvarez-Nava, et al. 1988); véase Fig. 2, que está compuesto por alternancias de grauvacas y pelitas en facies organizadas (López Díaz, 1992b) y que afloran en un domo, el más oriental, de pequeño tamaño, y limitado por fracturas y discordancias. Dada su pequeño afloramiento y el carácter homogéneo de las susodichas alternancias, no diremos mucho más de él. Su edad es probablemente Rifeense-Vendiense, sin precisar más dada la ausencia de fósiles fiables en dichas edades. El espesor que se mide en todo el AV-N, supera los 3000 m., aunque en nuestro caso solamente se aprecian apenas unos centenares de metros. Discordante sobre el anterior aparece un pequeño sinforme, de orientación NO-SE de materiales fundamentalmente pelíticos, con múltiples intercalaciones de carácter dolomítico-calcáreo y espesor decimétrico, que se atribuyen al Grupo Ibor-Navalpino (GIN de Álvarez-Nava et al. 1988). Dicho grupo aflora extensamente más al Oeste en facies cada vez más proximales, hasta facies de plataforma carbonatada, separadas de las anteriores por una fractura distensiva sinsedimentaria, la Falla del Torilejo (invertida después, en la misma Deformación Cadomiense, López Díaz, 1992b), que limita las diferentes facies dentro del GIN. El espesor de estos materiales es muy variable dependiendo del tipo de facies, pues alcanza casi los 4000 m en el sector central (Alternancias del Valdehornos), pero en nuestro caso se le supone visible tan solamente unos 500 m. La edad por correlación con los materiales carbonatados del propio GIN, que se dan más al Oeste, se cifra en Vendiense Superior.
Discordantes sobre cualquiera de los Grupos anteriores, de edad precámbrica, aparecen materiales que pueden atribuirse al Grupo Valdelacasa (GV de Álvarez-Nava et al. 1988), cuya edad, al menos para las Formaciones superiores es cámbrico Inferior probado, mientras que, a las inferiores les atribuimos una edad Cámbrico Basal, dado el carácter discordante sobre los materiales del Vendiense Superior y la falta de un registro fósil fiable en las dos formaciones inferiores del GV. Comienzan estos materiales con un nivel de megabrecha básicamente calcárea, que ha recibido diferentes nombres en el AV (Nivel de Fuentes al NE; y Olistostroma del Membrillar al SO); en nuestro caso aparece en el borde Noroccidental la Brecha de Navalpino, con un espesor aproximado de 60 m, y carácter fundamentalmente carbonatado, mientras que en las inmediaciones de Fontanarejo, el carácter calcáreo se encuentra mucho peor representado, apareciendo tan sólo ocasionalmente, lo que debe atribuirse a la lejanía respecto de los materiales de facies de plataforma carbonatada, de los que se nutre principalmente este Nivel. Por encima aparecen pizarras oscuras que se atribuyen a la Fm. Pusa, que puede ser dividida en tres tramos: el Inferior y el Superior eminentemente pelíticos y el intermedio, con un espesor que oscila entre 350-500 m, compuesto por conglomerados y microconglomerados, de cuarzo y a veces de fosfato, intercalándose entre ellos se dan niveles pelíticos y paraconglomeráticos. El espesor total de esta Formación se cifra en torno a los 3500 m. Por último y tan sólo en el extremo oriental de ambos anticlinales (AV-N y AV; Fig. 2), en concreto en el Domo del Alcornocal aparece la Fm. Azorejo, que es la más elevada, ocupando el techo, del GV. Se trata de areniscas pardas y pizarras que presentan un espesor de 500 m. aproximadamente. Se trata de la primera Fm. que presenta regionalmente fauna inequívocamente Cámbrico Inferior., por lo que al hallarse en continuidad con la Fm. Pusa se puede atribuir a todo el GV una edad Cámbrica Basal. Dado también que, el GV aparece limitado discordantemente tanto a techo (por los materiales ordovícicos), como a muro (tanto sobre el GIN, como sobre el GDE). En el AV aparece la Fm. Azorejo bien representada todo a lo largo de él, pero en su extremo oriental, tan sólo lo hace mediante contactos tectónicos a muro y a techo (Fig. 2), En el área estudiada (Fig. 1), no aparecen otras formaciones que regionalmente lo hacen más hacia el NE, como son las calizas de los Navalucillos, etc. Por lo que la sedimentación Cámbrico Inferior se circunscribe a las tres formaciones señaladas., y que presentan un comportamiento solidario con el resto de materiales preordovícicos, y por tanto diferenciándose netamente de los materiales de diferente composición que presentan el Ordovícico-Silúrico. Los materiales ordovícico-silúricos, comprenden una alternancia de términos cuarcíticos y pizarrosos fundamentalmente, distinguiéndose las siguientes unidades de muro a techo: -Conglomerado Basal.- No aparece siempre, pero cuando lo hace se trata de unos 50 m de conglomerados preferentemente cuarcíticos.
- Serie Púrpura.- Formada principalmente por limolitas y con niveles intercalados de conglomerados y cuarcitas. El espesor total se cifra en torno a los 900-1000 m. -Cuarcita Armoricana.- Compuesta casi exclusivamente por ortocuarcitas blancas y con un espesor medio de 450 m. -Estratos Pochico.- Constituye la transición entre las Unidades infrayacente y suprayacente. Consta de una alternancia de cuarcitas, areniscas y pizarras. Su espesor varía bastante regionalmente, en el área objeto de este estudio puede cifrarse en los 200m. -Pizarras con Calymene.- Su espesor es difícil de evaluar, pues consta esta formación de pizarras negras y masivas, fundamentalmente, que son objeto de unan tectonización muy intensa. Regionalmente cuando aparece con límites estratigráficos precisos, el espesor se cifra en 500m. -Cuarcítas Pardas.- Se trata de un conjunto de cuarcitas y areniscas de tonos pardos de una media de 150 m de espesor, tratándose de un nivel cartográfico muy característico. -Pizarras gris-negruzcas masivas. Consta de unos 250 m de pizarras muy arcillosas, masivas y de tonos muy oscuros. -Cuarcitas Claras.- Constituyen la base del Silúrico y están formadas por 60-100 m de cuarcitas de tonos claros. -Por encima aparecen otra serie de pizarras , que no se tienen en cuenta, debido a sus afloramientos breves y esporádicos por encima de las Cuarcitas Claras infrayacentes.
Tectónica.Las características estructurales generales de la zona donde se encuadra este estudio han sido puestas de manifiesto por Díez-Balda et al. (1990), entre ellas podemos citar, la presencia de grandes pliegues verticales y sin vergencia (Fig. 1), de traza aproximada NO-SE, ó NNO-SSE. Estos pliegues se dibujan claramente en la cartografía regional utilizando como nivel de referencia el de la Cuarcita Armoricana, como capa directora del plegamiento del Paleozoico, excepto el Cámbrico Inferior (o, incluso la Serie Púrpura, incluido el Conglomerado Basal). En el interior de los antiformes dibujados de esta manera afloran extensamente los materiales anteordovícicos. El área estudiada comprende, como ya se señaló, los flancos colindantes de dos de los anticlinales mencionados (AV al norte y AV-N, al sur), así como el sinforme intermedio entre ambos el Sinclinal de Guadarranque (SG), que se extiende de un borde a otro de la zona estudiada, con el Sinclinal de Guadarranque-Porzuna (SG-P). En esta zona estudiada, se han apreciado estructuras que corresponden a diferentes ciclos deformativos. Cada Grupo anteordovícico presenta sus propias características (López Díaz, 1992b) que al interaccionar con la Deformación Varisca presenta sus propios tipos y típicos modelos de interferencia. Para una detallada descripción de las diferentes interferencias véase López Díaz (1992b). En lo sucesivo nos referiremos a ellas ocasionalmente y dando por supuesto que son conocidos estas varias clases de modelos de interferencia. La deformación Varisca es el principal objetivo del presente trabajo, una fase de plegamiento-fracturación que constituyen un proceso continuo, que comienza con la formación no demasiado amplificada de los grandes pliegues regionales que en una
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Fig. 2.- Esquema cartográfico del Área Estudiada, correspondiente al flanco Norte del Antiforme de Villarta-Navalpino y al flanco Sur del Anticlinal de Valdelacasa. No se han coloreado los niveles Ordovícico-Silúricos de carácter eminentemente pizarroso. La columa de materiales omite los contactos discordantes, exceptuamdo el Cenozoico, así como los niveles subvolcánicos presentes en las formaciones no coloreadas del Ordovícico-Silúrico. En recuadro azul (al Oeste) la Zona de la Dehesilla y, (al Este) La Zona de la Sierra de Navajarra, explicada en la Figura 6. El Corte Geológico de la Figura 4, se corresponde con el señalado en el Mapa (I-I´), ampliado tanto al NE, como al SO (ver López Díaz 1992, 2014). en el extremo suroriental se representa la prolongación del Sinclinal de Guadarranque separado de su trazado principal por la deducida Falla del Robledo, que no aflora, pero se propone como una explicación pausible al desplazamiento que sufre dicho sinclinal (ver texto para una mayor explicación).
dirección NO/SE, van variando su traza desde esa misma dirección hacia la más horizontalizada según los paralelos geográficos, de casi E/O (Fig. 1). Como novedad en esta publicación, respecto a López Díaz (1992a) consideraremos tanto la formación de los pliegues de gran escala, como las fallas, aparentemente posteriores, como un solo proceso progresivo, que sin duda está influido por fracturas de Zócalo de las que hablaremos ampliamente en capítulos posteriores. Como se mencionó, el proceso deformativo varisco comienza con la formación de pliegues poco amplificados de plano axial subvertical y charnelas amplias y redondeadas (en el Ordovícico-Silúrico, Fig. 4), pero inmediatamente se manifiestan los efectos de diferentes fracturas que en conjunto obedecen a amplias zonas de cizalla, que vamos a estudiar a continuación: Las cizallas.- La presencia de movimientos de cizalla verticales en la Zona Centroibérica ha sido puesta varias veces de manifiesto (Díez Balda et al. 1990; Castro, 1986; Roiz 1979; Roiz y Vegas 1980; Aller et al. 1986; Ortega 1986). En el área estudiada los efectos de las cizallas vistas se circunscriben al flanco meridional del AV y al flanco septentrional del AV-N (Figs. 2 y 3), mientras que los otros flancos de los anticlinales citados aparentementemente se encuentran libres de los fenómenos que son visibles en los flancos citados en primer lugar. Dada la morfología general de los pliegues variscos que ya se mencionó (Fig. 4), nos encontramos con que las cizallas se circunscriben a los flancos verticalizados, y solamente en contadas ocasiones llegan a afectar a zonas de charnela (Falla de los Chapiteles (FC), borde SE de las Figs. 2 y 3. En la mayoría de su trazado, las cizallas trascurren de manera más o menos paralela a los flancos de los pliegues. Originalmente debió de existir una cierta oblicuidad, muy leve, entre la traza de los pliegues poco evolucionados todavía, y la orientación de las cizallas, siendo ésta la causa más probable de que en ocasiones resulten afectadas las charnelas de algunos de los pliegues, lo que a escala regional motivaría un trazado de las cizallas en escalera, con largas zonas de trazado subparalelo y otras, mucho más breves de oblicuidad entre la traza de los pliegues y de las cizallas, siendo incluso probable que dicho fenómeno se base en la existencia previa de fracturas de zócalo, profundas y cuyo trazado debe deducirse a partir de sus efectos en la cobertera (post-Cámbrico Inferior). Las cizallas, como se ha dicho, afectan a dos flancos separados, formándose en cada caso una banda con características complejas, que estudiaremos por separado. LA BANDA DE CIZALLA DE NAVALPINO.En el AV-N, la cizalla afecta tanto a materiales orrdovícicos, como preordovícicos, existiendo diferencias notables en las estructuras producidas en unos y otros materiales, por lo que se tratarán separadamente: Un primer efecto importante de la cizalla, es el despegue que se origina entre los materiales ordovícicos y el preordovícico en parte del sector oriental del AV-N (compárense las Figs. 2 y 3), despegue que se evidencia por las diferentes direcciones que muestran las trazas axiales de este anticlinal (ver Figs. 2 y 3) en cada ciclo de materiales sedimentarios, lo que acompañado por la flexión que muestran tanto el clivaje principal del área (S1-Varisco) que rota suavemente desde la parte central del
AV-N, con orientación ONO-ESE, hasta disponerse casi N-S en los extremos orientales de sus afloramientos preordovícicos. También se corrobora lo anterior por otros tres sucesos: El primero la rotación que sufren las trazas axiales de los pliegues Cadomienses que afectan al GIN en el sector central del AV-N, donde se disponen N-S, hacia la parte oriental donde giran hasta la orientación NO-SE, como se puede apreciar en la cartografía del Sinforme del propio GIN visible en la Fig. 2, y parcialmente en la Fig. 3 (cambio de color de la traza del AV-N). Un segundo efecto es la formación de una banda de cizalla de unos 11 Km de anchura en “S”, que se evidencia porque en el extremo N, dentro de esta banda de cizalla, de los afloramientos del Preordovícico (GV) se vuelve a una orientación, “normal” ONO-ESE, incluida la S1. El tercer suceso que acontece es que en las proximidades del contacto entre el GV y el Ordovícico en dicho flanco norte, abundan las fracturas con abundantes vetas de cuarzo y orientación subparalela al trazado del GV, que evidencian una vez más la existencia del mencionado despegue. Así pues, y resumiendo, diremos que en los materiales, más políticos, de todo el preordovícico la cizalla produce una amplia flexión kilométrica que la hace despegarse de los materiales ordovícicos. Por el contrario, en estos últimos materiales son más raras las flexiones, por no decir inexistentes, y el movimiento levógiro se muestra por la actuación conjunta de pliegues-falla o/y fallas en solitario y conjugadas. Dado lo trascendental del tema trataremos algunos aspectos no desarrollados hasta ahora, por separado: La Cizalla en el Preordovícico: Debe mencionarse en principio que todo el preordovícico se comporta solidariamente como Zócalo, pero al contrario que en los casos típicos, este ciclo de materiales se flexiona en vez de fracturarse; mientras que la cobertera del paleozoico (post-Cámbrico Inferior) en vez de plegarse se fractura, o a lo sumo se producen pliegues-falla complejos. En dichos materiales preordovícicos tanto pliegues como fallas. Para definir los pliegues se ha tenido en cuenta la orientación actual del clivaje S1 asociado a los principales pliegues varíscos, sino también la presencia de otro clivaje varisco (S2) asociado a la flexión que sufren estos materiales, clivaje de crenulación (se manifiesta muy débilmente en materiales pelíticos), y de orientación, constante en toda la flexión en “S”, aproximadamente 30/90. Dado el carácter en “S”, de la flexión y su anchura próxima a los 11 Kms, el desplazamiento debe ser importante en sentido levógiro Respecto a las fallas que llevan asociadas tanto la flexión propiamente dicha como el despegue con el Ordovícico diremos que se pueden clasificar en varios grupos según posición, orientación y movimiento. El primero de estos grupos corresponde a fallas prácticamente longitudinales a la estratificación de la rama corta de la flexión en “S” (N-S ó NO-SE), y que forman por tanto un fuerte ángulo con la zona de cizalla. Se trata de fracturas próximas a la vertical, con un probable juego levógiro, con salto deca- a hectométrico y que intersectan claramente la zona de charnela superior de la flexión (Figs. 2 y 3). No se han encontrado equivalencias entre estas fallas y las desarrolladas en una zona de cizalla según los esquemas tradicionales (al menos hasta las publicadas hasta los años 1993-1994) (Swanson 1988); pero sí un caso de desarrollo de fracturas similares en relación con una flexión (Winsor, 1985; Mount Isa; Australia)
Otro grupo importante de fracturas es el desarrollado en el contacto entre el Ordovícico y el GV en la Falla de los Chapiteles (Fig. 3). A partir de este punto y hacia el Oeste, surgen varias fracturas en abanico, todas ellas próximas a la vertical y orientaciones aproximadamente E-O. La Falla situada más al N, llega incluso a afectar al Ordovícico del flanco septentrional y se une posteriormente a la Gran Falla “Colectora” de Alcoba, (sobre la que hablaremos posteriormente), como se aprecia en la Fig. 3. La evolución hacia el Oeste de este grupo de Fallas resulta difícil de seguir, pero al menos algunas se transforman en fracturas E-O, que producen una notable elongación del flanco NO del AV-N en lo concerniente al GV, e incluso despegan, como se mencionó el contacto con el Ordovícico. Todas estas fracturas parecen ser de movimiento levógiro. También resulta pausible que a medida que se internan en materiales preordovícicos se atenúen y desaparezcan, absorbido su movimiento por la propia flexión. Un tercer grupo de fracturas lo constituyen las fallas del tipo de la Falla de Fontanarejo (Fig. 3, FF), de carácter subhorizontal y movimiento hacia el oeste del labio superior. Con seguridad esta fractura se encuentra asociada al mencionado despegue y si ha podido ser identificada, se debe a su posición solitaria en el flanco NO del AV-N. Fracturas similares deben existir también en el flanco oriental, pero debido a la complejidad del sector, no se pudieron identificar. Las superficies de fractura, dado el tipo de afloramientos de la zona, raramente son visibles y cuando lo son, presentan algunos metros de anchura con materiales muy desorganizados, por ejemplo, con bloques métricos con la S1 muy rotada y abundancia de vetas de cuarzo. En algunos casos se presentan niveles métricos de cuarzo. La Cizalla en el Ordovícico-Silúrico.Al contrario que en el caso precedente, aquí apenas se forman flexiones o pliegues de la importancia de la flexión en el Preordovícico., sino tan sólo una ligera desviación de todo el AV-N hasta posicionarse E-O, y después volver a situarse con el plano axial NO-SE (Domo del Alcornocal), pero todo ello producido por los pliegues falla de los que ya se habló (Fig. 5). Comenzaremos la descripción por la parte oriental del AV-N, el hecho que más llama la atención consiste en que, de la Falla de los Chapiteles hacia el sur (Fig. 2, en parte), todo el flanco Sur aparece sin afectar por ninguna circunstancia anómala (a nivel del Ordovícico); mientras que hacia el norte abundan muchísimo las fracturas. La Falla de los Chapiteles es una falla vertical que en su extremo oriental afecta a los materiales ordovícicos de la zona de charnela del AV-N (Fig. 3, trazo azul) y comienzo del flanco sur de dicho anticlinal, formando un duplex de strike-slip (Woodcock & Fischer, 1986) con tres segmentos de 1 Km de longitud, orientación N-S y levógiros de sus “horses”. Hacia el Oeste, la falla se presenta como una fractura sencilla, cambiando de orientación de E-O a SE-NO, para después volver otra vez a E-O. Más hacia el Oeste, al llegar al contacto con los materiales preordovícicos, esta falla se desfleca en varias con diversas direcciones, a las que ya se hizo alusión más arriba, en el Preordovícico. De este conjunto de fracturas, la situada más al N, de trazado NO-SE enlaza con la falla “Colectora” de Alcoba, que es otra de las principales Fallas de toda la cizalla que sufre el AV-N. El movimiento de la falla de los Chapiteles, puede deducirse
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Fig. 3.- Esquema Tectónico del área comprendida en la Fig. 2. Nótese en ambas figuras la constancia en el espesor del Sinclinal de Guadarranque a nivel de las cuarcitas claras del Ordovícico Medio (C. de Botella ó de Canteras), cuya traza siempre está desplazada por fracturas levógiras NE/SO y movimiento sinistro, a resaltar la posible Falla del Robledo, la cual a esar de no aflorar, se deduce de la catografía por los efectos que sufre el desplazamiento del mencionado Sinclinal de Guadarranque, que en su extremo Oriental, hemos denominado S. de Guadarranque-Porzuna. Otro efecto a notar es la variable anchura del SG a nivel de los Estratos Pochico y las Pizarras de Calymene, entre la parte oriental y la occidental, lo que sin duda está motivado por eventos tectónicos, de los que se habla en el texto. La tercera circunstancia a resaltar es la distinta disposición de el Antiforme de Villarta-Navalpino a nivel del Preordovícico (verde) y del resto de los materiales paleozoicos (azul), lo que se debe sin duda a la diferencia de comportamiento reológico entre ambos grupos de materiales. AV.- Anticlinal de Valdelacasa; ET.- Estructura del Trigo; ELD.- Estructura de la Dehesilla (ver Fig. 5); ESN.- Estructura de la Sierra de Navajarra (ver Figs. 2); LC.- Falla Colectora (?) de la Celada; FH.- Falla de Horcajo; SG.- Sinclinal de Guadarranque (SG-P.- Sinclinal de Guadarranque-Porzuna); FA.- Falla Colectora de Alcoba; FF.- Falla de Fontanarejo; FC.- Falla de los Chapiteles; FR.- Falla del Robledo (supuesta); AV-N.- A.ntiforme de Villarta-Navalpino en los materiales preordovícicos; AV-N.- Mismo Antiforme a nivel del Ordovícico y demás Paleozoico; Alc- Pueblo del Alcornocal.
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1
2 Km.
Fig. 4.- Corte geológico (I-I´), ampliado tanto al SO, como al NE (ver López Díaz 1992, etc.). El corte en materiales Pre-ordovícicos del extremo NE, se basa en la Hª MAGNA (734), y se corresponde con los materiales de la Fm.Pusa (Grupo Valdelacasa de Álvarez-Nava et al. 1988). Leyenda como en la Fig. 2, exceptuando los materiales mencionados y los indicadores de movimiento en Fallas de desgarre, que son los habituales. Los nombres de las fallas ¿Colectoras? son los mismos que en la Figura anterior?. En rojo se presenta el principal clivaje hercínico (S1).
I´´
N Escala 1: 50000
I´
I El Alcornocal
Fig. 5.- Esquema de la Estructura de la Sierra de Navajarra, correspondiente al sector del extremo SE del Antiforme de Villarta-Navalpino y su prolongación hasta el Domo del Alcornocal, donde se puede apreciar claramente la mezcla de salto de desgarre levógiro y cabalgante del labio norte en numerosas fallas de orientación E/O ó NE/SO, marcadas como cabalgantes. Véase su situación en el recuadro azul oriental del mapa de la Fig. 2. Discusión en el texto. Leyenda como en la Fig. 2, con excepción del trazado de capas (Trazo continuo muy fino) y la indicación de buzamientos apreciados en foto aérea, que se corresponden con el símbolo habitual. No se representa la Falla Colectora de Alcoba, sí la falla NO-SE, que aparece desplazada (levógiramente) por las fracturas demovimiento mixto mencionadas, hasta perderse en las Pizarras Ordovícicas, en el borde NO del esquema (Falla I-I´-I´´, con un salto evidente de ascenso del labio Oeste)
en algunos sectores, y resulta razonable pensar un movimiento principal levógiro para ella, en unos 300 ó 400 m. (al menos para el sector occidental del trazado de la falla, aunque localmente se encuentren algunos indicadores de otros tipos de movimiento) Resulta destacable que esta Falla afecta tanto a la zona de charnela del pliegue principal (AV-N), como a su flanco septentrional; mientras que en el resto del AV-N, los trazados de pliegues y fracturas son paralelos (Falla “Colectora” de Alcoba, etc.). Otras fracturas importantes son las que están asociadas a los pliegues menores al Norte del pueblo del Alcornocal, en la Sierra de la Navajarra (Figs. 2; 3 y 5). Se trata de varias fracturas de trazado E-O. inclinadas una media de 50º hacia el norte, con un movimiento complejo, por una parte cabalgante del labio N y, por otra de desgarre levógiro, como se deduce de sus efectos sobre los planos axiales de los pliegues afectados (Figs. 2 y 5). Su movimiento neto oscila entre los 200 y 300 m. Pero, por otra parte parece que desplazan a una fractura previa, de orientación NNO-SSE, que pone en contacto la S.Púrpura con los Pliegues a nivel de la Cuarcita Armoricana , que resulta desplazada con un movimiento neto de al menos 2 Km. Dicha falla parece que en origen debió constituir una fractura asociada a la Falla “Colectora” de Alcoba y que en cualquier caso eleva su labio occidental con un considerable salto. Esta zona de la Sierra de Navajarra, parece que obedece a alguna fractura previa (¿Prevarisca?, de Zócalo), pues entre otras cosas produce una primera impresión cartográfica de que la charnela del AV-N más oriental (Domo del Alcornocal, Fig. 2 y 3) se produce en un lugar equivocado, como es hacia la mitad del flanco NE, al sur del mencionado Sector de Navajarra, cuando realmente lo hace más al sur (Fig. 3; trazo azul; recordemos los despegues entre el Ordovícico y el Preordovícico, vistos anteriormente). Fracturas similares con componente cabalgante evidente y probablemente también de desgarre levógiro, pueden observarse a lo largo de todo el flanco septentrional del AVN (Figs. 2 y 3). Se trata de fracturas muy inclinadas cabalgantes del labio N con valores entre 300-400 m y que probablemente conecten en profundidad con la Falla “Colectora” de Alcoba. Además estas estructuras se hayan relacionado lateralmente con las fallas de desgarre que afectan al GV y a su contacto con el Ordovícico. La Falla “Colectora” de Alcoba será descrita aquí brevemente. Se trata de una gran estructura de enorme importancia de orientación ONO-ESE y de carácter vertical, que separa el AV-N, del inmediato Sinclinal al N (Sinclinal de Guadarranque), como se aprecia en la Fig. 4 . Se trata de una falla compleja con movimientos tanto de desgarre levógiro, como de ascenso del labio meridional. Esta fractura debe acumular todos los movimientos de desgarre que se observan a lo largo del flanco N del AV-N. Al separar materiales muy diferentes y discurrir casi paralela al trazado de las formaciones estratigráficas, no se puede precisar con mucha seguridad el salto de falla que presenta esta fractura y si éste es constante en toda su longitud, aunque parece algo más que probable que sea de orden kilométrico y el responsable de la inflexión hacia el trazado E-O que muestra parte del AV-N. Al acaparar las fracturas y movimientos de fracturas menores, la hemos denominado como “Colectora”, expresión suficientemente significativa (ver Fig. 4). LA BANDA DE CIZALLA DE VALDELACASA
Las estructuras presentes en esta banda de cizalla, varían longitudinalmente a la misma, aunque es constante a lo largo de toda ella la presencia de la Falla de Horcajo (FH), que probablemente actúa como Falla de Muro para todas las demás fracturas producidas en la banda. Se trata, la FH, de una fractura subvertical que presenta un claro movimiento de elevación del labio N, poniendo en contacto los materiales preordovícicos del núcleo del AV con los ordovícicos del flanco sur del mismo Anticlinal (Fig. 4). Este juego vertical no debe ser muy importante, cifrándose probablemente en alguna centena de metros. Esta falla debe asimismo tener, un juego de desgarre muy importante, dado a las fracturas con las que se relaciona y que veremos posteriormente, pero que al afectar a materiales tan diferentes en uno y otro labio, no resulta seguro precisar el salto neto de la falla. Comenzando la descripción de las estructuras por el borde oriental de la banda, tenemos en primer lugar una serie de fracturas de carácter sinuoso, pero en las que predominan las orientaciones E-O, alguna de las que presentan un claro movimiento vertical, por lo que son indicadas en la cartografía como cabalgamientos (Figs.2 y 3), en este caso también de elevación del labio septentrional. Otras parecen tener un claro juego de desgarre, como se deduce de la forma desgajada que toma el flanco, siendo en este caso de carácter levógiro, aunque no sea posible estimar el salto. Hacia el oeste, en la Zona de La Celada (Fig. 3, LC), se produce un claro apilamiento que, en conjunto se asemeja a la imagen cartográfica de un “Duplex compresivo de desgarre levógiro” según Woodcock & Fischer (1986), ya que, además, posteriormente, hacia el Oeste, se producen estructuras que recuerdan las zonas de “straight” (tramo recto), que veremos posteriormente. A pesar de que este apilamiento debe de tener una historia secuencial compleja, pues algunas fracturas cortan a otras claramente (ver indicación de movimiento en la Fig. 2), se deduce un salto levógiro de al menos 2 Kms., lo que indica que el acortamiento del flanco debe de ser considerable, punto que no se puede precisar, principalmente por la falta de afloramientos más hacia el E. En la zona de la Dehesilla (ELD), localizada en la Fig. 2, puede verse una interacción compleja en la que participan tanto pliegues como fracturas complicadas (Fig. 6). En dicha figura se muestra una probable evolución del resultado final, pudiendo corresponder a un abanico cabalgante de los autores citados en último lugar, pero de evolución más compleja. Digamos que hay fallas de Muro (FH) y Techo (Falla de la ¿Celada?). Siendo de notar que en este caso intervienen Fracturas ¿posteriores? De orientación NE-SO y probable, casi seguro juego levógiro. En el interior de la banda aparecen una serie discontínua de pequeños cabalgamientos que forman un ángulo entre 15-20º con los límites de la banda, (al este de las fracturas NE-SO), mientras que, aparecen fracturas de desgarre claro, al oeste de dichas fallas, asociadas a plegamientos que involucran a materiales típicos como son la serie Púrpura; la Cuarcita Armoricana; los Estratos Pochico y las Pizarras con Calymene. Todo ello nos habla de varios juegos de desgarre levógiro en el interior de la banda de cizalla, con uno de ellos, al menos, de probable salto hectométrico. Por último, en la Zona del Trigo, en el límite NO de la Zona Estudiada tiene lugar un estrechamiento de la banda de cizalla, en el que es evidente el estiramiento producido en el flanco. La prolongación hacia el NO de la zona estudiada (véase Martín-Serrano y Nozal, 1989) no aclara suficientemente las cosas, debido a que no se encuentra
FH
FH
FH LC
LC
C
LC
LC
B
FH
FH LC
LC
A
Fig. 6.- Esquema evolutivo de la Estructura de la Dehesilla (ver localización en la Fig. 2). Destaca la presencia de, al menos, dos Fallas Colectoras (FH, de Muro, al Norte y LC, de Techo, al Sur); con el interrogante de la presencia de más fracturas asociadas y subparalelas, que, de edad desconocida, complican la estructura (obsérvese la presencia de los materiales de la S. Púrpura en el Esquema C, que puede deberse tanto a una posible inclinación hacia el NE del plano de falla y por tanto afectar a rocas más antiguas, como a la existencia de estructuras distensivas sinsedimentarias, lo que explicaría la estructura más al Oeste, en la zona del borde NO de las figuras 2 y 3 (Estructura del Trigo), donde se observa un posible carácter de roca de falla en los materiales cuarcíticos, sin que se pueda apreciar su posible carácter sinsedimentario o tectónico posterior. Aunque el autor se decanta por esta última posibilidad y la atribuye al carácter de “Sector Recto” de un duplex compresivo de desgarre levógiro, en la terminología de Woodcock & Fischer (1986), situado más al Este.
cartografiada la banda de cizalla. En cualquier caso, resulta evidente un movimiento de elevación del labio N de la FH. LA CIZALLA EN EL SINCLINAL DE GUADARRANQUE El sinclinal de Guadarranque presenta una cartografía precisa a partir de la Fm de las Cuarcitas Pardas (de Botella; de Canteras, etc.), mientras que al nivel de la Cuarcita de Criadero presenta una serie de pliegues más complicados, que no se han precisado en demasía (ver Mapas MAGNA, relatados al principio del artículo). Lo principal y que más llama la atención es la continuidad extraordinariamente constante de los afloramientos de la Cuarcita Parda, con una anchura entre el flanco N y el flanco S, prácticamete constante a lo largo de todo el sinclinal (SG), mientras que las Pizarras con Calymene varían considerablemente su espesor, debido a efectos tectónicos difíciles de precisar. La constancia en la anchura entre ambos flancos a nivel de las Cuarcitas Pardas, no resulta prácticamente alterada por la multitud de fallas de orientación NE-SO y carácter levógiro, que a pesar de la visión tradicional no consideramos como fracturas posteriores, correspondientes a otra fase de deformación tardía, sino como el resultado de los procesos de acomodación que son necesarios para compensar los juegos de las bandas de cizalla que hemos descrito al N y al S. El SG termina a la altura de la Sierra de la Navajarra (Figs. 2 y 5), de la que ya hemos hablado, pero parece continuar más al SE en el Sinclinal que hemos denominado Sinclinal de Guadarranque –Porzuna (SG-P), que curiosamente presenta la misma anchura entre los flancos de la Cuarcita Parda, que en el caso previo del propio Sinclinal de Guadarranque, y es basándonos en dicha anchura (junto a otros datos referentes a afloramientos de la Cuarcita Armoricana, no incluidos en el Mapa de la Figura 2), que postulamos la existencia de una Falla intermedia entre ambos afloramientos del SG (el SG, propiamente dicho, y el SG-P). La falla la hemos denominado “Falla del Robledo”, y que existiría entre ambas partes del sinclinal mencionado, con una orientación NNOSSE y no afloraría debido a la presencia de materiales cenozoicos cubriendo el espacio entre ambos afloramientos. El desplazamiento entre ambos sinclinales sería de unos 10 Kms y dextrógiro. Probablemente la Falla del Robledo no sea conjugada de las que, con carácter levógiro cortan al SG dados los movimientos de ambas, sino que con más probabilidad se trate de un accidente PreVarisco, que al no aflorar poco más se puede decir por el momento, sin descartar uno ó varios rejuegos posteriores.
Conclusiones En el presente trabajo se remodela uno anterior del mismo autor (López Díaz, 1992a), por lo que las conclusiones se ceñirán a los aspectos novedosos del mismo, y empezando por la apuesta por la existencia de una falla desconocida hasta ahora, que permanece oculta bajo el Cenozoico, pero de innegable presencia, debido a los efectos
que produce, quedando sus efectos sin precisar temporalmente por la posible existencia de varios rejuegos . Otra novedad es la comparación de la Banda de Cizalla (al menos en parte), con un duplex levógiro de desgarre compresivo (Woodcock & Fischer, 1986) en la Banda de Cizalla del flanco sur del anticlinal de Valdelacasa. La tercera tiene que ver con la asignación de la charnela del Anticlinal de VillartaNavalpino, no en el medio de su parte recta del extremo oriental del Domo del Alcornocal, sino que se mantiene la idea de que ésta se ubica en el borde SE del Mapa, basándose en la disposición del clivaje principal de la Zona Estudiada (S1). Quiero agradecer ahora a todo el Mundo que tuvo contacto con estas investigaciones, fundamentalmente la labor de campo que dio lugar a la realización de las Hojas MAGNA nº 734 (Villarta de los Montes) y nº 735 (Fontanarejo), junto a los autores restantes. A los que me enseñaron a escribir un poco (perdón por no hacerlo mejor) a la hora de escribir la Tesis Doctoral- Finalmente a los que me ayudaron, a mi edad, a manejar estas nuevas técnicas, ordenador incluído. Y sobre todo a D. Enrique Martínez García (DEP), que fue quién me devolvió, con charlas de café, con mapas incluidos, quien me devolvió, decía el ansia por retomar la Geología y las labores, ya fundamentalmente de gabinete, de lo mucho que me queda por publicar. También a D. Guillermo Corretgé Castañón, que gracias a su impulso pude animarme a traducir del ruso unos cuantos libros (9) y separatas (4), que me devolvieron al mundo amplio y variado de la Geología y la Minería. Finalmente quiero agradecer a todos los que me enseñaron la Geología del Proterozoico Final de la Península de Kola, lo que me animó a emprender esta laboriosa misión , que me tiene casi consumido, pero Feliz y Contento por poder publicarlos (éste es ya el sexto, si consigo terminarlo), lo que quiero agradecer, a todos, sin excepción. BIBLIOGRAFÍA ALLER, J; BASTIDA, F; ORTEGA, E. y PEREZ-ESTAÚN, A. (1986).- Aportación al conocimiento estructural del Sinclinal de Almadén. Bol. Geol. Min. XCVII-V; 608-621. ÁLVAREZ-NAVA, H; GARCÍA CASQUERO, J.L; GIL TOJA, A; HERNÁNDEZURROZ, J; LORENZO ÁLVAREZ, 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-cámbricos de la mitad suroriental de la Zona Centroibérica. II Cong. Geol. De España, Comunicaciones, vol. I, 19-22. Granada (España). CASTRO, A. (1986) –Structural pattern and ascent model in the Central Extremadra batholith, Hercynian belt (Spain). Jour. Struct. Geol; 8, 6, 633-645. DÍEZ BALDA, M.A; GARCÍA-CASQUERO, J.L; MONTESERÍN, V; NOZAL, F; PARDO, M.V. y ROBLES, R. (1990).- Cizallamientos subverticales posteriores a la segunda fase de deformación hercínica al sur de Salamanca (Zona Centroibérica).- Rev. Soc. Geol. Esp; 3 (1-2), 117-125.
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