Revista de la Sociedad Geológica de España 31 (2) EL REGISTRO GEOLÓGICO DE LAS DEFORMACIONES ALPINAS EN IBERIA: PARTICIÓN DE LA DEFORMACIÓN O FASES TECTÓNICAS Geological record of the alpine deformations in Iberia: Strain partitioning or tectonic phases Gerardo de Vicente Dpto de Geodinámica, Estratigrafía y Paleontología. F.C.C. Geológicas. Universidad Complutense de Madrid. Instituto de Geociencias IGEO, CSIC-UCM. gdv@geo.ucm.es ISSN (versión impresa): 0214-2708 ISSN (Internet): 2255-1379 13 Revista de la Sociedad Geológica de España, 31(2), 2018 Abstract: The geological record of the alpine deformations in the interior of Iberia during the Cenozoic, indi- cates the presence of several paleo-stress fields. From the analysis of microstructural populations, several fields ("Pyrenean", "Betic", "Iberian"...) have been proposed, acting at different times. An alternative model is pro- posed here which, by means of a single N-S compression and a process of strain partitioning, would explain the appearance of local stress fields related to the movement imposed by the presence of previous macrostruc- tures, both in the Iberian Chain and in the Catalan Coastal Ranges and in the Spanish-Portuguese Central System. The deformation is distributed between NE-SW and NW-SE strike-slip faults and thrusts to accommo- date a general N-S shortening. Keywords: Strain partitioning, Foreland, Cenozoic, Iberia. Resumen: El registro geológico de las deformaciones alpinas en el interior de Iberia durante el Cenozoico, indica la presencia de varios campos de paleoesfuerzos. Desde el análisis de poblaciones de microestructu- ras, se han propuesto varios campos (“Pirenaico”, “Bético”, “Ibérico”…), actuando en momentos diferen- tes. Se propone aquí un modelo alternativo que, mediante una única compresión N-S, y un proceso de partición de la deformación, explicaría la aparición de campos de esfuerzos locales relacionados con el movimiento im- puesto por la presencia de macroestructuras previas, tanto en la Cadena Ibérica, como en las Cadenas Cos- tero Catalanas y en el Sistema Central Hispano-Portugués. La deformación se reparte entre desgarres y cabalgamientos NE-SO y NO-SE para acomodar un acortamiento generalizado N-S. Palabras clave: Partición de la deformación, Antepaís, Cenozoico, Iberia. de Vicente, G., 2018. El registro geológico de las deformaciones alpinas en Iberia: Partición de la defor- mación o fases tectónicas. Revista de la Sociedad Geológica de España, 31 (2): 13-22. Introducción En la Paleoplaca-Península Ibérica son muy abun- dantes los estudios de las orientaciones de paleoesfuerzos alpinos, especialmente en la Cadena Ibérica (probable- mente uno de los cinturones de deformación más estu- diados a nivel mundial desde ese punto de vista), tanto desde el análisis de poblaciones de fallas como de po- blaciones de microestructuras frágiles (estilolitos, venas, cantos estriados…). Tradicionalmente, se ha establecido una serie de direc- ciones de máxima compresión horizontal que se han relacio- nado con la transmisión de esfuerzos desde los dos orógenos alpinos que bordean la Península (Pirineos y Béticas) hacia sus antepaíses. Pero también se habla de esfuerzos propios relacionados con las principales cadenas intraplaca (Ibérica, Sistema Central e incluso, Altomira), lo que, desde el punto de vista conceptual, resulta un tanto incongruente, ya que se acepta que estas no fueron capaces de transmitir sus propios esfuerzos, independientemente de los orógenos principales. Se establecen así una serie de fases tectónicas a lo largo del Cenozoico que explicarían la variedad de es- tructuras (pliegues, fallas) presentes en el interior de Ibe- ria, mediante la idea de que las distintas orientaciones de las estructuras serían producto de diferentes campos de paleoesfuerzos, con distintos momentos de actuación. Sin embargo, hay otros procesos tectónicos que son capaces de producir distintas orientaciones de paleoes- fuerzos, y estructuras relacionadas, de un modo simultá- neo. Siendo, quizás el más importante, el de la partición de la deformación que consiste en que, dada una direc- ción de acortamiento, este se resuelve mediante el movi- miento de estructuras puras paralelas (cabalgamientos y fallas en dirección) que, aunque no aparecen orientadas favorablemente al acortamiento, la suma de sus movi- mientos sí que da cuenta de la dirección de compresión oblicua. En este trabajo discutiremos ambas opciones, inten- tando ponderar cuál de las dos parece haber sido más pro- bable a la vista de los datos del relleno de las cuencas sedimentarias del interior ibérico, de los datos de termo- cronología (huellas de fisión en apatitos en las cadenas), del estado de esfuerzos actual y del tipo de movimiento registrado en las principales macroestructuras. Fases tectónicas desde el estudio de poblaciones de microestructuras A partir de estudios regionales, las orientaciones, y los nombres, que se relacionan con las distintas orientaciones de pliegues y cabalgamientos, de los campos de paleoes- fuerzos propuestos en la literatura para la Cadena Ibérica han sido: Ibérico (NE-SO), Altomira (E-O), Guadarrama (SSE-NNO), Bético (ESE-ONO a SE-NO) y Pirenaico (NNE-SSO) (de Vicente, 1988; Muñoz-Martín, 1997). En cualquier caso, y ya desde el principio del análisis de las relaciones de corte de las microestructuras, se observó que no existía un patrón claro temporal entre ellas. Es decir, en diferentes afloramientos se observaban relaciones de corte distintas. Una posible explicación sería, entonces, que las fallas principales produjesen desviaciones significativas en su entorno de las direcciones de compresión (Capote et al., 2002). Pero aproximaciones desde estudios más locales, alejados de grandes estructuras, y donde los efectos de las perturbaciones podrían obliterarse, aún daban pautas de ac- tuación de los paleoesfuerzos muy diferentes (e.g., Liesa, 2000; Liesa, 2011). Aún así, si la evolución geodinámica de la Paleoplaca Ibérica dio lugar a la transmisión de es- fuerzos tectónicos diferentes hacia el interior de la Penín- sula, deberían observarse unos máximos relativos, tanto en las orientaciones, como en las relaciones de corte. Esta aproximación “estadística” fue llevada a cabo, con una in- gente cantidad de datos, por Liesa y Simón (2007) en la Ca- dena Ibérica, quienes concluyeron que los campos principales fueron: Ibérico (NE-SO, Eoceno Medio-Oligo- ceno Superior); Bético s.l. (NO-SE, con tres estadios suce- sivos ESE, SE y SSE desarrollados entre el Eoceno Inferior-Medio y la actualidad) y Pirenaico (N a NNE, Mio- ceno-actualidad). Estos resultados implican, entonces, la alternancia y superposición temporal de los tres campos descritos, lo que supone una serie de problemas concep- tuales y geodinámicos importantes: - ¿Cómo pueden actuar campos de esfuerzos regionales el mismo tiempo sin que se sumen en uno solo? - Si no es así ¿Qué proceso tectónico explicaría la al- ternancia cíclica de campos de esfuerzos en tan cortos pe- ríodos de tiempo geológico, manteniendo las orientaciones respectivas? Solo bajo condiciones constrictivas de la de- formación podría suceder algo parecido. - En las reconstrucciones geodinámicas del Mediterrá- neo Occidental, ¿qué lugar ocupaban las “Béticas” en el Eoceno Inferior?. El proceso de roll-back en el dominio de las Béticas-Rif-Alborán parece haberse iniciado muy al norte y en el Mioceno Inferior (Spakman y Wortel, 2004). - El estado de esfuerzos actual -activo- en Pirineos es netamente extensional (de Vicente et al., 2008), probable- mente ligado a un proceso de colapso postorogénico (Stich et al., 2018) y sin sedimentación significativa asociada a cabalgamientos durante el Mioceno Superior (e.g., Vergès, 1999). ¿Cómo se justifica, entonces, la transmisión de es- fuerzos compresivos “Pirenaicos” durante el Mioceno y la actualidad?. Otros autores han propuesto, sin embargo, la existencia de un único campo compresivo N-S (o NNE-SSO o “nor- teado”) hasta el Mioceno Inferior con desviaciones locales (Guimerà, 1988; Casas-Sainz et al., 1992; de Vicente et al., 2009). Edad de las deformaciones intraplaca en Iberia El registro estratigráfico de las cuencas sedimentarias cenozoicas en Iberia posibilita, mediante el análisis de las principales discordancias, datar las distintas fases de com- presión. Desde el final del Cretácico y durante el Cenozoico son (e.g., Cunha, 1992; Calvo et al., 1993): - Etapa correspondiente al Campaniense Superior-Ypre- siense, que se registra en el oeste y centro de Iberia como las unidades UBS5 y UBS6 y que, probablemente registra el inicio de la compresión N-S pirenaica (Cunha y Martins, 2004). - Unidad tectono-estratigráfica del Luteciense al Cha- tiense Inferior (USB7), en la que se registra una intensifi- cación de la compresión N-S. - Unidad USB8 (Priaboniense Superior a Chatiense In- ferior), que coincide con el máximo de la compresión N-S en el centro de Iberia. - Unidades tectono-estratigráficas USB9 y USB10 aso- ciadas a cabalgamientos E-O y fallas en dirección NNE- SSO lateral izquierdas -etapa denominada Neocastellana en España (Pérez-González, 1979) y Arrábida en Portugal (Cunha, 1992)-. - Etapa tectono-estratigráfica, representada sobre todo en el oeste y centro de Iberia, correspondiente a las unida- des USB11 (Tortoniense Superior-Messiniense), USB12 (Messiniense Superior-Zancliense) y USB13 (Zancliense Superior-Gelasiense), marca una reactivación de cabalga- mientos NE-SO en la que se sedimentan abanicos aluviales (“rañas”) (Cunha, 1992) en los bloques de muro. El campo 14 PARTICIÓN DE LA DEFORMACIÓN EN EL INTERIOR DE IBERIA Revista de la Sociedad Geológica de España, 31(2), 2018 de esfuerzos asociado es claramente Bético (diferente del N-S), y es el que continúa en la actualidad (de Vicente et al., 2008). Sin embargo, el volumen de sedimentos aso- ciado y los saltos en las fallas es mucho menor que en las etapas anteriores, por lo que la deformación sólo “retoca” estructuras previas (de Vicente et al., 2012). En los bordes del Sistema Central y de la Cadena Ibérica son muy frecuentes las discordancias progresivas, reflejando el carácter sintectónico de las unidades sedimentarias entre el Luteciense y el Chatiense Inferior (entre 45 y 25 Ma aproxi- madamente) con el desarrollo de abanicos aluviales y poten- cias superiores a los 900 m (Portero y Olivé, 1983) (Fig. 1). Esta pauta de relleno sedimentario resulta muy similar en las grandes cuencas cenozoicas del interior de Iberia, excepto en el Ebro, donde el proceso de rupturas sedimentarias es algo anterior (de Vicente et al., 2011). Teniendo en cuenta los datos disponibles de huellas de fi- sión de apatitos en el Sistema Central (de Bruijne y Andries- sen, 2002) y en los Pirineos Cantábricos (Fillon et al., 2016), el clímax del levantamiento en ambas cadenas fue entre 34- 26 Ma y 39-29 Ma respectivamente, lo que parece resultar compatible con la transmisión de la deformación desde el oró- geno pirenaico hacia su cadena de antepaís en unos 5 Ma. El levantamiento principal en Cameros (Cadena Ibérica) parece haber sido algo anterior, entre 40-31 Ma (del Río et al., 2006, del Río y Stuart, 2006), lo que también concuerda bien con que el inicio de la deformación pirenaica comenzase en el este, siendo algo más reciente hacia el oeste. Para las Béticas, el levanta- miento principal deducido me- diante esta técnica tuvo lugar a los 16±0,8 Ma (Andriessen y Zeck, 1996), mientras que en el Sistema Central también se regis- tra un pulso desde el Mioceno Superior (5±5 Ma), menor que el anterior (de Bruijne y Andries- sen, 2002). Ambos conjuntos de datos muestran una correlación exce- lente: un levantamiento pirenaico (aunque la transmisión de esfuer- zos puede ser anterior) Oligoceno- Mioceno Inferior intenso, de unos 20 Ma de duración, y otro bético, corto (unos 5 Ma), que sólo retoca estructuras previas “pirenaicas”, asociado a un volumen de sedi- mentación mucho menor, y que en la actualidad solo se registra en el SO de la Península, ya que los es- fuerzos activos entre la Ibérica y los Pirineos son netamente exten- sivos (de Vicente et al., 2008), probablemente debido al rápido proceso de roll back acaecido en el dominio de Alborán (Spackman y Wortel, 2004). 15G. de Vicente Revista de la Sociedad Geológica de España, 31(2), 2018 Fig. 1.- Discordancias progresivas de edad similar (Oligoceno-Mioceno Inferior) en tres es- tructuras con orientaciones diferentes: A. Flanco sur del Anticlinal de Baides en el extremo oriental del contacto Sistema Central-Cuenca de Madrid en un pliegue NE-SO; B. Pareja en la Sierra de Altomira en el flanco oeste de un pliegue N-S; C. Cuenca de Piqueras en un es- calón contractivo E-O en la Rama Sur de la Ibérica. Fig. 2.- Principales Cadenas Intraplaca de Iberia y cinturones de deformación por desgarres. Se incluye la Falla de Ventaniella en las Montañas Cantábricas. Principales directrices estructurales en el interior de Iberia Las principales estructuras que pueden explicarse me- diante una compresión N-S regional son (Fig. 2): - El cabalgamiento E-O al sur del orógeno Cántabro- Pirenaico sobre la Cuenca del Duero-Ebro. - En la Cadena Ibérica, los cabalgamientos E-O sobre antiguas cuencas extensionales cretácicas en Cameros-De- manda y Montalbán (zona de enlace) y que resultan ser los que presentan un salto mayor dentro de la Ibérica (e.g., Casas-Sainz, 1992; Liesa y Simón, 2004). - Los cabalgamientos de piel gruesa (basamento sobre cenozoico) del sector de Gredos del Sistema Central (de Vicente et al., 2007a). - El cabalgamiento N de piel gruesa de los Montes de Toledo sobre la Cuenca de Madrid (Martín-Velázquez y de Vicente, 1995). - El cabalgamiento al norte de la Cuenca de Badajoz (Tejero et al., 2012). - El Sistema de desgarres laterales izquierdos de Mon- forte, Manteigas-Vilariça-Bragança, Penacova-Régua- Verín, así como sus terminaciones horse tail splays compresivos de El Bierzo y la Sierra de la Estrela (e.g., de Vicente y Vegas, 2009). - El desgarre lateral derecho de Porto-Tomar-Ferreira do Alentejo en Portugal. Entre las estructuras más llamativas y que no pueden, en principio, explicarse mediante una compresión N-S, des- taca la Sierra de Altomira en la Cadena Ibérica. Se trata de un cinturón de pliegues y cabalgamientos de piel fina y de dirección N-S asociado a un acortamiento E-O. Sin em- bargo, su estructura de ha relacionado a un proceso de es- cape tectónico hacia el oeste de la cobertera, bajo un acor- tamiento generalizado N-S, y en condiciones constrictivas de deformación (Muñoz-Martín, 1997). Quedaría, por tanto, explicar las directrices NE-SO, tanto de cabalgamientos, como de desgarres (Cadenas Costero- Catalanas, Sistema Central en su sector oriental y Falla de Messejana-Plasencia) y las NO-SE, también correspondien- tes a cabalgamientos y desgarres (fallas de Meirama, As Pontes y Ventaniella en los Pirineos Cantábricos y las ramas Norte y Sur -Castellana y Aragonesa- de la Cadena Ibérica). Cabe señalar, que a lo largo de ambas directrices aparecen fallas en dirección y cabalgamientos con movimiento “puro”. No se trata, por tanto, de fallas direccional-inversas o inverso-direccionales. La presencia de una cobertera po- tente en la Cadena Ibérica complica mucho su análisis, ya que a lo largo de los desgarres de basamento pueden for- marse pliegues forzados, o por bending, que pueden inter- pretarse como compresiones “ibéricas” o “béticas” (Fig. 3). No es esta la situación en el Macizo Hespérico, donde la ausencia de cobertera posibilita un estudio menos complejo de sus relaciones. La Falla de Messejana-Plasencia y el Sistema Central El dique dolerítico del Jurásico Inferior (203±2 Ma) (Dunn et al., 1998), asociado al proceso de apertura del Atlántico Central y a un underplating en la base de la cor- teza (De Boer, 1992), nuclea la Falla cenozoica de Messe- jana-Plasencia, con un desplazamiento promedio de entre 3 y 5 km (Villamor, 2002) y una traza de más de 500 km. Se trata de un desgarre puro lateral izquierdo con el desarrollo de escalones contractivos y extensivos muy evidentes (Fig. 4). En estos últimos forman cuencas pull-apart (Plasencia, 16 PARTICIÓN DE LA DEFORMACIÓN EN EL INTERIOR DE IBERIA Revista de la Sociedad Geológica de España, 31(2), 2018 Fig. 3.- Esquema estructural del sector oriental del Sistema Central y los Montes de Toledo, de la Cadena Ibérica y de las Cadenas Costero- Catalanas. En cada sector se muestran los mecanismos de deformación macroestructural propuestos en el texto. El recuadro rojo corres- ponde a la Figura 6. Moro, Cañaveral y Rivera de Araya) rellenas de sedimen- tos cenozoicos (Villamor, 2002), con pautas estratigráficas similares a las de las cuencas de Madrid y Ponsul-Moraleja (Fig. 5). La falla también controla la tectónica asociada al margen SE de la Cuenca de Alvalade en Portugal (Pimen- tel, 1997; Cunha et al., 2000). Los análisis de paleoesfuer- zos sobre la falla indican un shmax casi paralelo a la falla (Fig. 4), es decir, NE-SO, lo que concuerda con su tipo de movimiento asociado. Sin embargo, en las zonas adyacen- tes a ambos lados de la falla se desarrollan una serie de cuencas con características muy similares (Amblés, Cor- neja, Cepeda, Zarza y Coria), que aparecen limitadas por cabalgamientos E-O de piel gruesa que giran a NO-SE en las proximidades de la falla (Fig. 5A), y que lejos de ella están segmentadas por desgarres laterales izquierdos de di- rección NNE-SSO (similares a los de las fallas de Mantei- gas-Vilariça-Bragança y Penacova-Régua-Verín). Esta disposición estructural indica un acortamiento general N-S que gira a NE-SO cerca de la falla (Fig. 5A). Por tanto, la presencia de una gran estructura previa al acortamiento N- S cenozoico, y que afecta a toda la corteza -el dique dole- rítico subvertical-, habría impuesto un movimiento en dirección, aunque no se encontrase orientado favorable- mente. Para compensar este movimiento con un acorta- miento N-S, pudieron desarro- llarse cabalgamientos orienta- dos también NE-SO mediante un proceso de partición de la deformación (de Vicente, 2009), como los del sector oriental del Sistema Central. La partición de la deformación se ha observado en una gran variedad de escalas, de mili- métricas a litosféricas (Fitch, 1972; Letis y Hanson, 1991; Molnar, 1992) ya que podría representar una condición de energía mínima (Michael, 1990), aunque uno de los fac- tores más importantes que con- dicionan su aparición es la presencia de grandes estructu- ras previas en la zona defor- mada (Zoback et al., 1987; Jones y Turner, 1995). La orientación de la Falla de Messejana-Plasencia pasa de N35ºE al sur del Sistema Central a N57ºE hacia su ter- minación septentrional. Es en esta última zona donde la par- tición resulta más evidente, por lo que la oblicuidad entre su traza y el acortamiento regio- nal N-S parece haber jugado también, un papel importante en su desarrollo. 17G. de Vicente Revista de la Sociedad Geológica de España, 31(2), 2018 Fig. 5.- A. Esquema tectónico de la terminación septentrional de la Falla de Messejana-Plasencia en su intersección con el Sistema Central. Los cabalgamientos próximos a la falla, E-O, se reorien- tan a NO-SE en sus proximidades, indicando que los esfuerzos compresivos regionales N-S giran a NE-SO en su entorno. B. Cál- culo de la suma, mediante un proceso de partición de la deforma- ción, de los desplazamientos asociados al desgarre y a los cabalgamientos (tomados como valores mínimos). La zona gris corresponde a las posibles soluciones, siendo la más probable la N10ºO. Fig. 4.-Mapa tectónico de la Falla de Messejana-Plasencia a la altura de Cañaveral-Araya (N de la ciudad de Cáceres). Se aprecia el desplazamiento cenozoico en el batolito tardivarisco de Ca- beza de Araya. De acuerdo con Cunningham y Mann (2007), la Cuenca de Cañaveral es un du- plex extensional con tres fallas normales que limitan la zona más subsidente al NE, mientras que al sur se desarrolla un escalón doble con una falla de baipás al sur. Las estructuras señaladas in- dican un movimiento de tipo desgarre puro lateral izquierdo de la falla principal. El acortamiento en los cabalgamientos y el movimiento en dirección en los desgarres pueden utilizarse para esti- mar la orientación regional que dio lugar a ambos tipos de estructuras con movimiento repartido y simultaneo (e.g., McCaffrey et al., 2000). Así, el desplazamiento en direc- ción del desgarre, entre 3 y 5 km (Villamor, 2002), sumado al acortamiento registrado en el cabalgamiento del borde sur del Sistema Central de entre 5 y 9 km (de Vicente y Muñoz- Martín, 2012) -tomados como valores mínimos del acorta- miento regional- producen una shmax entre N23ºO y N6ºE, con un valor más probable de N10ºO, lo que concuerda con el origen pirenaico del proceso de partición de la deforma- ción (Fig. 5B). Este esquema cinemático podría también ser aplicado a las Cadenas Costero-Catalanas, donde ya se sugirió que una única compresión N-S podría haber sido la responsable de su estructuración (Guimerà, 1988) aunque, en este caso, la superposición de la extensión neógena complica más su análisis. Las directrices NO-SE La arquitectura de la Rama Sur (Castellana) de la Ca- dena Ibérica es netamente transpresiva (de Vicente et al., 2009). La Falla NO-SE de Somolinos, que representa el lí- mite con el Sistema Central es una antigua falla normal del rifting permo-triásico -como atestigua la diferencia en las potencias de la facies Buntsandstein a un lado y otro de la falla (e.g., Sopeña, 1979)- con un movimiento fundamen- tal lateral derecho durante la compresión alpina e inversión parcial en escalones contractivos, como en la Sierra de La Pela, donde se desarrolla una pequeña cuenca cenozoica en su parte meridional (Fig. 6A). Su prolongación hacia el sur representa el límite entre la Cadena Ibérica y la Cuenca de Madrid, pero aquí, con una cobertera mesozoica potente, aparece como una serie de pliegues con trazas axiales muy rectas y de gran recorrido (Fig. 3). La misma disposición estructural aparece en otras fallas NO-SE del interior de la Rama Sur, como la del Alto Tajo (Rodríguez-Pascua y de Vicente, 1998), es decir trazas de pliegues muy rectas y con un gran desarrollo longitudinal, asociados a una falla en di- rección en el basamento, con cuencas cenozoicas en esca- lones contractivos E-O (como las de Zaorejas y Piqueras). La presencia de pliegues escalonados (Atienza, Riba de Santiuste, Sigüenza) indica la actuación de esfuerzos sub- paralelos a las fallas en dirección de orientación NO-SE (Fig. 6). Esta disposición es también indicativa de que su estructura se corresponde con una zona transpresiva re- lativamente ancha formando, en conjunto, una flor posi- tiva que puede interpretarse como una tear fault 18 PARTICIÓN DE LA DEFORMACIÓN EN EL INTERIOR DE IBERIA Revista de la Sociedad Geológica de España, 31(2), 2018 Fig. 6.-A. Mapa geológico de la Sierra de La Pela (contacto entre el Sistema Central y la Cadena Ibérica). La Falla de Somolinos constituyó el límite occidental del rift permo-triásico de la Cuenca Ibérica. Durante la contracción cenozoica actuó como un desgarre lateral derecho a lo largo del cual se construyeron pliegues NO-SE (“ibéricos”). Al tratarse de una zona transpresiva, se desarrollaron, simultáneamente, pliegues NE-SO (“béticos”), sin necesidad de la actuación de dos fases tectónicas diferentes. Idea que está expresada en B. La zona se muestra en la Figura 3. afectando, al menos, a buena parte de la corteza superior, en la que se compensaría horizontalmente el acortamiento acumulado en el Sistema Central. En cualquier caso, no se excluye la presencia de cabalgamientos NO-SE me- diante, de nuevo, un proceso de partición de la deforma- ción (de Vicente et al., 2009) menos individualizado -más repartido- que en el caso de la Falla de Messejana-Pla- sencia y el Sistema Central. La Rama Norte (Aragonesa) de la Cadena Ibérica pa- rece haberse nucleado sobre fallas tardivariscas que afec- taron, al menos, a toda la corteza (Del Río et al., 2013) sin inversión tectónica significativa (Casas-Sainz et al., 2000). Al igual que en la Rama Sur, hay evidencias de transpresión con reparto de la deformación entre desgarres y cabalga- mientos (Cortés y Casas-Sainz, 1996), con algunas fallas inversas NO-SE de mayor desplazamiento que llegan a su- perponer el paleozoico sobre el cenozoico, como las de Mo- rata o del Río Grío (Casas-Sainz et al., 2016). El borde suroccidental del sector de Cameros-Demanda muestra también una directriz NO-SE. En este caso, parece clara la presencia de cabalgamientos y pliegues de propa- gación de falla, como los de San Leonardo y San Marcos (Casas-Sainz et al., 2000) nucleados sobre una antigua falla normal cretácica. La Falla de Ventaniella-Ubierna está situada en la pro- longación, dentro de las Montañas Cantábricas, de la Cadena Ibérica. Se trata de un desgarre permo-triásico reactivado du- rante la Orogenia Alpina. Su movimiento durante el Ceno- zoico queda puesto de manifiesto por la afectación a materiales mesozoicos y cenozoicos en su terminación me- ridional, cerca del límite entre las cuencas del Duero y del Ebro, donde dibuja un claro horse tail splay compresivo (Fig. 7). Sus características son intermedias entre las de la Falla de Messejana-Plasencia y las Ramas Norte y Sur de la Ca- dena Ibérica. En las inmediaciones de la falla, se aprecian reorientaciones desde una compresión generalizada N-S hacia las NO-SE, subparalelas al desgarre (Fig. 7). Dentro de las Montañas Cantábricas se han registrado cabalgamien- tos y paleoesfuerzos de dirección NO-SE (de Vicente et al., 2007b; Alonso et al., 2018), que no concuerdan con la di- rectriz general E-O de la cadena. En este caso, el proceso de partición de la deformación podría compensarse mediante los cabalgamientos, también NO-SE, que aparecen en el borde occidental de las Montañas Vasco-Cantábricas (o “Cuenca” Vasco-Cantábrica), asociados a paleoesfuerzos NE-SO (e.g., Espina, 1994; Prieto y Vidal, 1995). En todos los casos mencionados, resulta complicado cuantificar el desplazamiento horizontal asociado a los des- garres y zonas transpresivas NO-SE, bien porque resulta di- fícil discriminar el movimiento tardivarisco del alpino (Ventaniella), bien por la ausencia de marcadores claros al producirse la deformación también sobre la cobertera (Ibé- rica). Así las cosas, no es posible hacer un cálculo, ni siquiera aproximado como en el caso de la Falla de Messejana-Pla- sencia y el Sistema Central, de la suma de las dos deforma- ciones. Solo cabe mencionar que, si fuesen equivalentes entre sí, o similares al mencionado en el apartado anterior, la compresión regional resultaría en una dirección “norteada”. Por tanto, la partición de la deformación sería, en estos casos, entre desgarres y cabalgamientos NO-SE. Discusión Hasta principios de los años 90 del siglo pasado, no se consolidó la idea de que las Montañas Cantábricas forma- ban parte del Orógeno Pirenaico (Alonso et al., 1996). To- davía se discute cuán al oeste llegó la orogenia, aunque hay datos de compresiones cenozoicas N-S incluso en el offs- hore -Banco de Galicia- (Druet et al., 2018). Del mismo modo, debemos considerar que la cadena de antepaís del Orógeno Cántabro-Pirenaico la constituyen, tanto la Ca- dena Ibérica, como el Sistema Central Hispano-Portugués, a la que podríamos denominar como “Cinturón de Defor- mación Central”, ya que comparten también una evolución y una edad de levantamiento principal similar. Las aniso- tropías, a escala de la corteza, parecen haber jugado un papel fundamental a la hora de nuclear la deformación ce- nozoica, independientemente de su orientación. Lo que sí parece haber sido importante es su geometría y, sobre todo su buzamiento. Así, las fallas previas de alto buzamiento - tardivariscas, dique de Messejana-Plasencia e incluso las relacionadas con el proceso de rifting permo-triásico- ac- tuaron, mayoritariamente, como fallas en dirección; al contrario, las fallas extensiona- les cretácicas de geometría lís- trica parecen haberse movido fundamentalmente, como ca- balgamientos. El origen de los cabalgamientos de piel gruesa del Sistema Central resulta más incierto (excepto en su tramo más occidental donde han reju- gado fallas normales cretácicas asociadas a la Cuenca Lusi- tana). Quizás la presencia del gran batolito granítico tardiva- risco en la zona Centro-Ibérica puede haber nucleado la defor- mación en sus bordes. 19G. de Vicente Revista de la Sociedad Geológica de España, 31(2), 2018 Fig. 7.- Esquema tectónico de la terminación meridional de la Falla de Ventaniella. Se aprecian giros hacia la falla de la compresión regional N-S desde el análisis de las macroestructuras próximas. Con estas premisas, resulta más fácil estudiar la de- formación cenozoica en las zonas en que la cobertera está ausente o actúa solo como tegumento. Tanto en la Falla de Messejana-Plasencia, como en la de Ventaniella, son evidentes las relaciones macroestructurales que indican que el campo de esfuerzos N-S se reorienta hacia una di- rección subparalela a ambos desgarres. Para compensar el acortamiento N-S hubieron de producirse cabalga- mientos paralelos a ambas estructuras (partición de la de- formación). Bajo estas premisas, la situación en la Cadena Ibérica puede, quizás, entenderse mejor. Muchos de los pliegues de dirección “ibérica”, sobre todo los que tienen trazas muy rectilíneas y de gran recorrido, han de estar asociados a des- garres en el basamento, como la Falla del Alto Tajo. Hay también, sin embargo, cabalgamientos NO-SE (e.g., San Leonardo). Las evidencias de tectónica transpresiva, tanto en la Rama Norte como en la Sur, aún complican más la estructura. Aquí pudieron formarse pliegues escalonados NE-SO (“Guadarrama” o “Béticos”) simultáneos a los plie- gues en la cobertera a lo largo de los desgarres lateral de- rechos, así como otros E-O en sus escalones contractivos (Fig. 3). Si, como se ha propuesto, la estructura general en ambas ramas es de tipo flor positiva, discriminar entre ca- balgamientos puros NO-SE y cabalgamientos en los bor- des de la estructura en flor, puede resultar complicado. Así, muchos de los “campos” de paleosfuerzos encon- trados sistemáticamente en la Ibérica, han de ser el resul- tado de reorientaciones locales inducidas por las macroestucturas previas, mediante un proceso de partición de la deformación y transpresión, desde un acortamiento generalizado N-S (NNE-SSO, NNO-SSE o “norteado”), más que a la actuación de sucesivas “fases tectónicas”. La distribución de desgarres y cabalgamientos NE-SO y NO-SE resulta, de este modo, muy simétrica, con los ca- balgamientos apareciendo sis- temáticamente paralelos a la misma distancia en ambos bor- des del desgarre principal. El resumen de las ideas aquí expuestas en relación al proceso de partición de la de- formación en las Cadenas In- traplaca de Iberia (y en la Falla de Ventaniella) se resume en la Figura 8. Fuera de este esquema queda la compresión Bética s.s, mucho más reciente, lo- calizada, corta en duración y con una cuantía de los des- plazamientos en las fallas mucho menor. Solo se “reto- can” estructuras previas pire- naicas, lo que resulta muy evidente si nos fijamos en el volumen de sedimentos aso- ciados a cada etapa. Conclusiones - La deformación principal en el interior de Iberia pro- dujo una serie de discordancias progresivas en los bordes de las cuencas principales de edad muy similar: Luteciense- Chatiense Inferior. Así mismo, la edad del levantamiento principal en las Montañas Cantábricas, el Sistema Central y la Cadena Ibérica deducida desde el análisis de huellas de fisión en apatitos está comprendida entre los 40 y 26 Ma. Dadas las reconstrucciones paleotectónicas de la Placa Ibé- rica, la deformación ha de tener un origen pirenaico. Las deformaciones relacionadas con el Orógeno Bético son posteriores (entre 16 y 5 Ma), menos intensas y relaciona- das con un volumen de sedimentación mucho menor. - En el interior de Iberia hay una serie de macroestruc- turas, repartidas por toda la península, que atestiguan la ac- tuación de un campo de esfuerzos N-S generalizado (Montañas Cantábricas, Cameros-Demanda, Montalbán, Gredos, Montes de Toledo, Badajoz y el cinturón de des- garres de Manteigas-Vilariça-Bragança, Penacova-Régua- Verin y Porto-Tomar-Ferreira do Alentejo). - La Sierra de Altomira puede explicarse mediante un proceso de escape tectónico de la cobertera hacia el oeste bajo una compresión N-S y condiciones constrictivas de la deformación. Las directrices NO-SE y NE-SO (Ramas Norte y Sur de la Ibérica, Cadenas Costero-Catalanas, sec- tor oriental del Sistema Central y fallas de Ventaniella y Messejana-Plasencia) presentan, tanto cabalgamientos, como fallas en dirección. Si se suman ambos tipos de mo- vimientos mediante una partición de la deformación, la compresión resultante es N-S. - Los desgarres cenozoicos en zonas sin cobertera muestran estructuras asociadas que indican un giro en la dirección de acortamiento N-S hasta que esta se sitúa sub- paralelo a la falla. En la Cadena Ibérica se desarrollan es- 20 PARTICIÓN DE LA DEFORMACIÓN EN EL INTERIOR DE IBERIA Revista de la Sociedad Geológica de España, 31(2), 2018 Fig. 8.- Resumen de los procesos de partición de la deformación propuesto para los distintos sectores de las Cadenas Intraplaca de Iberia. tructuras transpresivas en las que se originan, simultánea- mente, pliegues de orientaciones diferentes (NO-SE, NE- SO y E-O). - El factor fundamental que parece controlar el des- arrollo de la partición de la deformación es la presencia de estructuras corticales previas. Así, las fallas subverticales se mueven como desgarres, mientras que las que presentaban una geometría lístrica (fallas extensionales cretácicas), lo hacen como cabalgamientos, independientemente de la orientación de ambos tipos de estructuras. - Bajo esta perspectiva, en las cadenas de antepaís del interior de Iberia, resulta poco adecuado hablar de “fases tectónicas” desde el análisis exclusivo de microestructuras, sin tener en cuenta, en primera instancia, el análisis ma- croestructural. Agradecimientos Las discusiones críticas con el Profesor Ramón Vegas, han posibilitado la redacción de este trabajo. El autor quiere agradecer a los revisores, Juan Luis Alonso y Carlos L. Liesa, por sus estimables comentarios que han contribuido a mejorar el presente trabajo. Referencias Alonso, J.L., Pulgar, J., García-Ramos, J.C., Barba, P. 1996. Ter- tiary basins and alpine tectonics in the Cantabrian Mountains (NW Spain). Tertiary basins of Spain, (P.F. Friend, C. Dabrio, Eds). 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