Cuaderno Lab. Xeolóxico de LaxeCoruña. 1994. Vol. 19, pp. 119-135

Reactivación alpina de pliegues y fallas delzócalo hercínico de la Cordillera Ibérica:Ejemplos de la Sierra de la Demanda y

la Serranía de Cuenca

Alpine reactivation of variscan folds and faults inthe Iberian Chain: Examples of the Sierra de la

Demanda and rhe Serrania de Cue'nca

LIESA CARRERA, C. L.; CASAS SAINZ, A. M.

The structure of the Variscan basement of the Iberian Chain conditioned thegeometry and orientation ofstructures formed during the Alpine compression.In the Sierra de la Demanda, located in the north-western part of the IberianChain, the E-W Variscan folds re-activated during the Tertiary compression,bringing about the folding of the mesozoic rocks uncomformably lying onthem. In sorne sites this folds broke, forming high-angle thrusts. In theBoniches anticline (Serranía de Cuenca), Tertiary folding was conditioned bythe existence of NW-SE basement faults, that moved under transpression.Variscan folding directions did not influence here the Tertiary deformationalgeometry.

Key Words: Iberian Chain, Hercynian basement, Alpine compression, foldreactivation.

LIESA CARRERA, C. L.; CASAS SAINZ, A. M. (Departamento. de Geología. Facultad. de Ciencias. 50009Zaragoza).

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INTRODUCCION

La Cordillera Ibérica es una cadena alpi­na situada en el interior de la placa Ibérica,entre las dos cordilleras principales queconstituyeron los límites de la placa duranteel Terciario: los Pirineos y las Béticas. LaCordillera Ibérica se comporta durante lacompresión terciaria como una cadena dezócalo y cobertera (ALVARO et al., 1979;CAPOTE, 1983), con un nivel de despegueimportante al nivel del Triásico superior(facies Keuper). El zócalo está constituidopor materiales paleozoicos, que compren­den desde el Precámbrico hasta el Pérmico,plegados durante la orogenia hercínica se­gún direcciones que van desde E-W en elextremo NW de la cadena (Sierra de laDemanda) hasta NW-SE en los afloramien­tos paleozoicos de la Rama Aragonesa (figura1) e incluso N-S. Además de estos plieguesaparecen también cabalgamientos convergencia N a NE (CAPOTE y GONZÁ­LEZ LODEIRO, 1983). El zócalo hercínicoaparece además fracturado por grandes fallas(de escala de varias decenas e incluso cen­tenares de kilómetros) formadas al final de laorogenia hercínica (ARTHAUD y MATTE,1975). Esta fracturación tardihercínica pre­senta una dirección dominante NW-SE,aunque también pueden aparecer otrasorientaciones próximas a N -S y E-W(GUIMERA, 1988; GONZÁLEZ, 1990;

CALVO, 1993).Sobre el zócalo paleozoico aparecen en

discordancia angular los materiales delTriásico inferior y medio (faciesBuntsandstein y Mushelkalk) que funcio­naron solidarios con el zócalo durante ladeformación alpina. El Triásico superior, yen ocasiones las facies margosas delMuschelkalk (GUIMERA, 1988), consti-

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tuido por margas, yesos y arcillas (en faciesKeuper), con espesores que llegan a superarlos 500 m, constituye el nivel de despegueregional de la estructuración alpina de laCordillera Ibérica. La cobertera sedimenta­ria mesozoica está formada por rocasdetríticas y carbonatadas sedimentadas du­rante el Jurásico y Cretácico (ALVARO etal., 1979). El espesor de esta cobertera varíafuertemente de unas áreas a otras, pudiendollegar a alcanzar más de 10 km. La sedi­mentación durante esta etapa estuvo fuer­temente controlada por las fallas de zócaloformadas durante la etapa tardihercínica(CANEROT, 1974).

De acuerdo con la interpretación de laCordillera Ibérica como cadena de zócalo ycobertera los materiales hercínicos funcio­narían como bloques de cierta rigidezcompartimentados por las grandes fallas debasamento. No obstante, existen numerosaszonas de la Cordillera Ibérica en las que elzócalo hercínico ha experimentado defor­mación continua durante la compresión al­pina, con pliegues que en algunos casosaparecen asociados a desarrollo deesquistosidad de flujo y fractura en las rocasmesozoicas: Sierra del Espadán (SIMÓNGÓMEZ, 1984); Sierra del Moncayo (GIL,1992; GIL et al., 1990); Serranía de Cuenca(VIALLARD, 1983), etc. Este comporta­miento del zócalo que responde de formamás o menos dúctil a la compresión terciariase registra también en algunos sectores de laCordillera Cantábrica 0. L. ALONSO, comopers.).

En este trabajo se presenta el análisis dela estructuraalpina de dos sectores diferentesde la Cordillera Ibérica en los que existenimportantes afloramientos de zócalo (fig. 1):el sector suroriental de la Sierra de la De­manda (zona de cabalgamientos de las

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Paleozoico

Fig. 1. Localización de las áreas de estudio dentro del contexto de la Cordillera Ibérica.

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Viniegras) y la zona sureste de la Serranía deCuenca (anticlinal de Boniches). Se hanelegido estos dos sectores por presentar ca­racterísticas yorientaciones de las estructurashercínicas bien diferentes: en la Sierra de laDemanda las estructuras hercínicas presentandirección E-W y las deformaciones terciariasno están condicionadas por la fracturacióntardihercínica; en la Serranía de Cuenca elplegamiento hercíco es N -S Yla fracturacióntardihercínica, de orientación NW-SE hajugado un importante papel durante lacompresión alpina. Ambas áreas se caracte­rizan también por la facilidad que presentanpara estudiar al mismo tiempo las estructu­ras que aparecen en el zócalo paleozoico y enla cobertera mesozoica. El objetivo funda­mental de este estudio es analizar y compararen las dos zonas citadas los mecanismosmediante los cuales se ha producido la de­formación y acortamiento del zócalohercínico durante la compresión alpina.

La metodología utilizada en la realizaciónde este trabajo ha sido por un lado, larealización de cartografías geológicas deta­lladas, prestando especial interés a las de­forma2iones de los materiales triásicos soli­darios con el zócalo, ya que son excelentesmarcadores de la deformación alpina delzócalo. Por otra parte, se ha trabajado sobrecortes de detalle tomando en consideracióntanto la estructura hercínica (pliegues conesquistosidad de plano axial) como lafracturación tardihercínica (fallas y sus in­dicadores cinemáticos) y los pliegues alpinos.

LA ESTRUCTURA DEL SECTORSURORIENTAL DE LA SIERRA DELA DEMANDA

La estructura hercínica de la Sierra de laDemanda está constituida por pliegues y

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cabalgamientos de bajo ángulo convergenciaN (COLCHEN, 1985). Durante la compre­sión alpina la Sierra de la Demanda cabalgósobre los materiales terciarios de la Cuencadel Ebro, situada al norte, a lo largo de uncabalgamiento de bajo ángulo (10-15°), conun desplazamiento de 20-25 km (CASASSAINZ, 1990). Además de este cabalga­miento, el bloque paleozoico de la Demandasufrió deformación interna, plasmada en lapresencia de varios pliegues de dirección E­W, tal como muestra la estructura de losmateriales triásicos situados sobre la discor­dancia hercínica (figura 2).

En el sector suroriental de la Sierra de laDemanda aparecen materiales del Cámbricoinferior y medio, distribuidos en distintasunidades con dominancia cuarcítica opizarrosa respectivamente. La estructurahercínica de estos materiales está formadapor grandes pliegues relativamente laxos enlas unidades cuarcíticas (buzamientos de losflancos en torno a 45°) de dirección N100Econ vergencia norte (figura 3). En los ma­teriales pelíticos de la parte alta de la serie(pertenecientes al Cámbrico superior) estaestructuración simple antes descrita secomplica por la aparición de pliegues másapretados e isoclinales de clara vergencianorte a los cuales se les asocia esquistosidadde plano axial y pequeños cabalgamientos.

Las características particulares de la seriemesozoica en este lugar de la CordilleraIbérica son (1) la presencia de fallasmesozoicas sinsedimentarias de orientaciónaproximada E-W, unas veces en elBuntsandstein y otras en las brechas de labase del]urásico, cuyo bloque hundido quedaal norte y (2) la ausencia de un nivel dedespegue importante, por existir muy pocoo nulo espesor de facies Keuper llegando enalgunos puntos a disponerse el Jurásico en

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Fig.2. Corte general de la Sierra de la Demanda, donde puede apreciarse el cabalgamiento basal sobre el terciario de la Cuenca del Ebro.

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Fig.3. Esquema cartográfico del sector suroriental de la Sierra de la Demanda, donde se muestra la localización de los cortes de la figura 5.

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La compresión terciaria trae consigo unsuave plegamiento de la cobertera con ligeravergencia de los pliegues hacia el norte. enalgunos casos aparece esquistosidad en losmateriales triásicos y jurásicos, compatiblecon los pliegues de acuerdo con un meca­nismo de formación por «flexural flow» , deacuerdo con el modelo propuesto por GIL yPOCOVI (1994) para los plieguesmesozoicos del Moncayo. La estructura deplegamiento más importante es el sinclinalde Villavelayo, que presenta una continui­dad lateral de más de 20 km, con buzamientosde los flancos en torno a 20-30° y longitudde onda constante de unos 4 km. Estesinclinal separa la Sierra de la Demanda alnorte del macizo paleozoico de la Sierra deN eila al sur.

Estos pliegues, que se prolongan hacia eleste y hacia la parte superior de la seriemesozoica se asocian con cabalgamientosorientados aproximadamente E-W en elPaleozoico y que implican también la parteinferior de la cobertera (Trías y base delJurásico) en el bloque inferior (ver figura 4,A Y B). El desplazamiento de los cabalga­mientos se amortigua hacia la parte superiorde la serie. Dentro del basamento hercínico,los cabalgamientos aprovechan tanto zonasde charnela como de flanco de pliegueshercínicos (fig. 5). Los planos decabalgamiento presentan buzamientospróximos a los 60° hacia el sur y algunos deellos llevan asociada una zona brechificadacon harina de falla que llega a alcanzar 100m. de espesor (ver figura 4.B).

Aunque en la zona de la Sierra de laDemanda existen numerosas fallastardihercínicas, la relación de estos cabal­gamientos con la reactivación de este tipo de

Reactivación alpina de pliegues 125

fracturas tardihercínicas es descartable pordos razones fundamentales:

1) por una parte las orientaciones deambos tipos de estructuras son diferentes:los cabalgamientos presentan dirección E­W, mientras que las fallas tardihercínicasmuestran orientación WNW-ESE

2) por otro lado, las fallas tardihercínicasde la Sierra de la Demanda presentan fre­cuentemente diques de cuarzo u otras mi­neralizaciones; este tipo de estructura noaparece asociada a ninguno de los cabalga­mientos estudiados. La harina de falla quemuestra la figura 3.B nunca aparece asociadaa fallas tardihercínicas en la Sierra de laDemanda.

La relación entre orientaciones de lospliegues hercínicos y alpinos aparece plas­mada en el estereograma de la figura 6,realizado a partir de los datos de estratifi­cación y esquistosidad tomados a lo largo delos cortes A-A' y B-B' de la figura 5. En esteestereograma puede verse que las direccio­nes de ambos plegamientos son muy pare­cidas, prácticamente E-W, con una ligeratendencia de los pliegues alpinos, más irre­gulares, a colocarse en dirección ENE-WSW.

La génesis de los pliegues alpinos estáasociada, pues, a la propagación de fallas y ala reactivación de pliegues hercínicos. Lareactivación de los pliegues hercínicos seajusta a los distintos modelos propuestospor ALONSO (1985a,b) para la CordilleraCantábrica. Las relaciones entre pliegues dezócalo y cobertera muestran la existencia de1) anticlinal de cobertera sobre anticlinal dezócalo reactivado, 2) sinclinal de coberteasobre flanco monoclinal de basamento, y 3)sinclinal de cobertera sobre sinclinal dezócalo.(ver fig. 5). Los cabalgamientosalpinos rompen el zócalo a favor tanto deflancos norte como en flancos sur de los

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Fig. 4. Esquemas de campo de distintas estructuras de la Sierra de la Demanda. A. Cabalgamiento delzócalo hercínico sobre el flanco S del sinclinal de Villavelayo en Viniegra de Abajo (ensombreado aparecen los materiales paleozoicos, B: facies Buntsandstein, L: calizas y dolomíasdel Lías inferior). B: Cabalgamiento del Rastraculos, junto a Viniegra de Arriba (mismasimbología que en la figura 3.A. HF: harina de falla).

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Fig.5. Cortes geológicos del sector suroriental de la Sierra de la Demanda, mostrando las relaciones entre pliegues hercínicos y alpinos. La situación delos cortes aparece en la figura 3.

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Fig. 6. Estereograma (proyección de Wulff, hemisferio inferior), donde se aprecia la ligera variaciónen la orientación de los pliegues hercínicos y alpinos del sector suroriental de la Sierra de laDemanda).

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anticlinales hercínicos. Existe por tanto unadependencia geométrica de la estructuraalpina con respecto a la estructura hercínica,tanto en orientaciones como en localizaciónde las grandes estructuras. El conjunto dedeformaciones observadas presenta unaorientación similar a la del gran antiformealpino de la Sierra de la Demanda y al cabal­gamiento basal de esta sobre el terciario de laCuenca del Ebro (CASAS SAINZ, 1992).

EL ANTICLINAL DE BüNICHES(SERRANIA DE CUENCA)

El afloramiento paleozoico de Bonichesforma parte de lo que se denomina anticlinalde la Serranía de Cuenca (VIALLARD,1973), una antiforma formada durante laorogenia alpina, de dirección aproximadaNNW-SSE, jalonada por numerosos aflo­ramientos paleozoicos. El anticlinal deBoniches presenta un pequeño afloramientode materiales paleozoicos de contorno apro­ximadamente circular a lo largo del cursodel río Cabriel, rodeado por rocas triásicas(fundamentalmente facies Buntsandstein)(figura 7). La serie paleozoica está formadapor pizarras del Silúrico y cuarcitas delDevónico inferior y medio, cubiertas endiscordancia angular por materialesconglomeráticos del Pérmico.

Dentro de las facies Buntsandstein, quealcanzan los 500 m de espesor en algunospuntos, aunque presenta importantes cam­bios de potencia, pueden distinguirse tresunidades, de las cuales B1 YB3 son predo­minantemente conglomeráticas y la inter­media predominantemente lutítica. Laexistencia de este contraste de competenciasdentro del Triásico favorece la presencia dedespegues menores asociados al plegamien­to alpino.

Reactivación alpina de pliegues 129

Existe, por otra parte, un importantedespegue entre el techo del Muschelkalk y lacobertera mesozoica, que corresponde alTriásico superior, el nivel de despegue re­gional de la Cordillera Ibérica. El anticlinalde, Boniches, dibujado por las capas delTriásico, es un braquianticlinal con morfo­logía algo encofrada, de orientación NW­SE. Se encuentra limitado al S por una fallasubvertical, que se manifiesta en las capasdel Buntsandstein y Muschelkalk , aunqueno se transmite a la cobertera jurásica ycretácica que aparece al norte y al sur (figs.8 y 9.A). Esta falla ha funcionado concomponente sinestral inversa durante lasetapas compresivas. Los buzamientos en losflancos del pliegue varían entre 15 y 50°. Enla zona del núcleo del pliegue pasan a sersubhorizontales.

La estructura de las unidades paleozoicasestá caracterizada por la presencia de unsistema anticlinal-sinclinal, de direcciónaproximadamente N-S a NE-SW, y portanto oblicua a la dirección del plieguealpino (figura 10). Las estructuras hercíni­cas son poco apretadas, sobre todo en lasunidades cuarcíticas, con buzamientoscomprendidos entre 30 y 50° Y presentanimportante desarrollo de esquistosidad deflujo en los niveles pizarrosos. En algunospuntos la esquistosidad de los nivelespizarrosos está afectada por estructuras tar­días, como kink-bands que indican cizalla alo largo de planos subhorizontales.

Al nivel del tegumento (faciesBuntsandstein) aparecen estructuras deacortamiento en los flancos del pliegue,como cabalgamientos subhorizontales devergencia SW, que se muestran de formaespectacular en los afloramientos de la nuevacarretera Cuenca-Teruel (ver figura 9.B). Laformación de estas estructuras ha sido fa-

Fig. 7. Mapa geológico del anticlinal de Boniches en la Serranía de Cuenca. Ver localización en figura 1.

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Fig.9. Esquemas de campo de distintas estructuras observadas en el flanco SW del anticlinal deBoniches a pie de la carretera nacional Teruel-Cuenca. A: falla de zócalo manifestada en eltegumento triásico (B: facies Buntsandstein, M: facies Muschelkalk). Corresponde a la fallarepresentada en el corte de la figura 9. B: cabalgamiento subhorizontal afectando a losmateriales lutíticos, arenosos y conglomeráticos de las facies Buntsandstein. Corresponde alcabalgamiento de vergencia SW representado en el corte de la figura 9.

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Reactivación alpina de pliegues 133

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la orientación marcadamente diferente de ambos grupos de estructuras.

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Fig. 11. Representación estereográfica (Wulff, hemisferio inferior)de las fallas normales y direccionales encontradas en losmateriales triásicos situados en la zona de charnela externadel anticlinal de Boniches.

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vorecida por la presencia de un nivel dedespegue local constituido por las arcillasrojas de la unidad intermedia del Bunt­sandstein (B2).

La parte correspondiente al núcleo delpliegue, con capas triásicas subhorizontalesmuestra numerosas fallas normales con im­portante componente direccional. Su origenparece ligado a la misma compresión quedio lugar al pliegue, ya que su distribucióngeométrica indica la compatibilidad con unmodelo sencillo de ANDERSON (1951) conel eje de acortamiento máximo en direcciónNE-SW (figura 11).

La estructura alpina del anticlinal deBoniches se caracteriza, pues, por un acorta­miento débil, unido al juego de las fallas dezócalo, que podrían ser subverticales enprofundidad y perder buzamiento conformevan propagándose hacia los materiales deltegumento. Tanto la orientación como lageometría del pliegue están fuertementecondicionadas por la presencia de este tipode fallas en el basamento paleozoico. Lageometría del pliegue y su escaso acorta­miento apunta hacia un origen dentro de uncontexto transpresivo condicionado por laexistencia de fallas previas en el zócalo. Lareactivación de los pliegues hercínicos noparece haber jugado un papel fundamentalcomo origen del pliegue alpino (debidoprobablemente a sus diferentes directrices),mientras que en cambio sí que aparecendeformaciones tardías en los materialesSilúricos y Devónicos que son compatiblescon las direcciones de compresión terciarias,como los kink bands inversos y planos decizalla subhorizontales que hemos mencio­nado, similares a los que se encuentran en las

facies Buntsandstein.

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CONCLUSIONES

A partir de los dos ejemplos aquí expues­tos puede verse que el modelo de deforma­ción durante el ciclo alpino de los materialeshercínicos de la Cordillera Ibérica respondea patrones diferentes del modelo de fallas dezócalo separando bloques rígidos. La defor­mación interna del bloque paleozoico de laSierra de la Demanda se produjo por reac­tivación de pliegues hercínicos, que pre­sentaban la misma orientación, y por lapropagación de cabalgamientos de alto án­gulo hacia la cobertera, mientras que lafracturación tardihercínica no tuvo influenciaen la formación de estructuras compresivasdurante la compresión terciaria. En cambio,en el anticlinal de Boniches, situado en laSerranía de Cuenca, el plegamiento alpinose vio fuertemente condicionado por laexistencia de fallas de basamento tardi­hetcínicas de orientación ibérica (NW-SE);esta influencia se tradujo tanto en la geo­metría del pliegue (de tipo encofrado) comoen su orientación. A partir de los dos ejemplosestudiados puede concluirse que la orienta­ción de las estructuras hercínicas continuasen un caso y tardihercínicas discontinuas enel otro han sido un condicionante importan­te para la geometría de la deformación du­rante la compresión terciaria.

AGRADECIMIENTOS

El primero de los autores (C.L.) esbeneficiario de una beca de investiga­ción del C.O.N.A.!. (Gobierno de Aragón).Este trabajo se ha realizado con cargo al

proyecto GE091-0924 de la D.G.!.C.Y.T.

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Recibido: 4-IV-94Aceptado: lO-VIII-94