Reactivación intraplaca de un relieve apalachiano: Las Sierras de Guadalupe y Montánchez J. Álvarez, A. Muñoz Martín, G. de Vicente y R. Vegas Dpto. de Geodinámica, Facultad de Ciencias Geológicas, Universidad Complutense de Madrid, José Antonio Nováis s/n, 28040 Madrid, jag@geo.ucm.es ABSTRACT In this work, we reconcile structural data analysis with géomorphologie observations to better cons­ train the morphotectonic evolution of the Guadalupe and Montánchez intraplate ranges located in western central Iberia. Fault slip data analysis and geological mapping suggest a global episode of uplift and northwest tilting during Pliocene times. The Hercynian basement was then uplifted by a NW verging thrust developing Plio-Quaternary syntectonic alluvial fans "Raña deposits". The pres­ ent-day landscape of these ranges should be interpreted as a result of the interaction of (neo) tec­ tonic forcing and longitudinal fluvial erosion. Key words: morphotectonic evolution, intraplate ranges, neotectonics, landscape, fluvial erosion. INTRODUCCIÓN La Sierras de Guadalupe y Montánchez, situadas al este de la provincia de Cáceres, constituyen un cinturón montañoso aislado con una orientación NE-SO que limita al norte con el río Tajo y al sur con el Guadiana. La máxima cota de este macizo se denomina “La Villuerca”, con 1600 metros de altitud, desde donde parten con direc­ ción NO-SE una serie de sierras cuarcíticas plegadas durante la orogenia hercínica y arrasadas a lo largo del Mesozoico, dando lugar a un relieve de tipo “apalachiano“ que fue rejuvenecido durante la orogenia alpina hasta, pro­ bablemente, la actualidad. Desde el punto de vista tectónico, las Sierras de Guada­ lupe y Montánchez se corresponden con una elevación de basamento a favor de un cabalgamiento intraplioceno con geometría de rampa monoclinal y buzamiento aproximado de 40° hacia el NO, presentando un estilo tectónico de “piel gruesa”, sin tegumento asociado (Fig. 1). Dicho cabalga­ miento tiene un recorrido de unos 80 km, enlazando en su sector suroccidental con el cabalgamiento E-0 que define el borde norte de las Vegas Bajas del Guadiana y, en su sector nororiental con el cabalgamiento sur de los Montes de Toledo. Cabe destacar que en el labio hundido de esta estructura, se disponen un conjunto de abanicos aluviales sintectónicos formados por capas subhorizontales de mate­ riales arcillosos con abundantes cantos de cuarcitas, conoci­ dos con el nombre de “rañas”. El objetivo principal de este trabajo es el de integrar datos estructurales y observaciones morfotectónicas, que nos permitirán entender la evolución de un relieve hercínico previo como consecuencia de la transmisión de la deforma­ ción alpina hacia el interior del bloque ibérico. ANÁLISIS ESTRUCTURAL FRÁGIL Para analizar los esfuerzos responsables de la deformación frágil en el borde sur de la Sierra de Guadalupe, se realizó un análisis estructural frágil con técnicas de análisis poblacional de fallas, obteniéndose 82 planos de falla con estrías en cuatro esta­ ciones de medida (Fig. 2). Tres de las estaciones se localizaron en las proximidades del contacto entre los materiales paleozoi­ cos y las rañas pliocenas, mientras que la estación n° 3 (Grauva) se localizó en el interior del bloque levantado de la Sierra (Fig. 1). Para calcular los estados de paleoesfuerzos se aplicó el método de inversión de esfuerzos (Reches et al., 1992), que per­ mite estimar tanto el tensor reducido de esfuerzos, como los parámetros fricciónales durante el deslizamiento de las fallas. A partir de los datos de las cuatro estaciones se calcula­ ron 5 tensores de paleoesfuerzos (Fig. 2 y Tabla I), que se pueden agrupar claramente en dos conjuntos diferenciados: A) Un conjunto de tensores con una dirección de máximo esfuerzo horizontal (SHMAX) N70E a E-O, que activa fallas inverso direccionales N30E y N130E y fallas inversas N-S. B) un conjunto de dos tensores con dirección de SHMAX N150 a N-S que activa fallas inversas de dirección N70E, desgarres sinestrosos de dirección N-S y fallas inverso direccionales N100E. En la estación Grauva se ha calculado un tensor de tipo extensional (3B), con la misma orientación de SHMAX que el de desgarre (3A), pero con a, y a , permutados entre sí, indicando una posible actividad extensional posterior o simultánea a la actividad en régimen de desgarre. En cuanto a las cronologías relativas, no se han podido obtener tensores de los dos grupos en la misma esta­ ción, si bien en la estación de Puerto Rey hay dos fallas inversas que indican compresión norteada que cortan a las fallas inverso direccionales asociadas a la compresión E-O. Geo-Temas 6(5), 2004 mailto:jag@geo.ucm.es 222 J. ÁLVAREZ, A. MUÑOZ MARTIN, G. DE VICENTE Y R. VEGAS 0 20000 40000 60000 80000 DISTANCIA (m) F ig u r a 1. Esquema geológico - estructural sobre un modelo digital de elevaciones y corte simplificado de la Sierra de Guadalupe. CARACTERIZACIÓN MORFOTECTÓNICA En una primera inspección del relieve de la zona de estu­ dio queda patente que este fue modelado sobre una estructura de plegamiento antigua, nivelada por diversas superficies de erosión y rejuvenecida posteriormente (Sos Baynat, 1956). La alternancia de series cuarcíticas y pizarrosas, junto a la erosión diferencial generaron unas condiciones óptimas para el desarrollo del relieve apalachiano, observándose, en líneas generales, la isoaltitud en todas las culminaciones paralelas, testimonio de las citadas superficies de erosión (Tello, 1986). Sin embargo, se observan individualizaciones parciales a modo de escalones, debidas a fallas inversas NE- SO (cabalgamiento de Guadalupe-Montánchez) y desgarres N30 que degradan esa igualdad, dando un aspecto asimé­ trico, en crestones, que delimita la divisoria de aguas actual entre las cuencas del Tajo y del Guadiana (Fig. 3). Estas estructuras controlaron los movimientos neotectó- nicos que afectan al desarrollo de la red fluvial actual (Rodríguez Vidal y Díaz del Olmo, 1994), observándose de manera generalizada un marcado basculamiento hacia el NO del basamento hercínico del bloque de Guadalupe- Montánchez así como de los depósitos neógenos de la Cuenca del Guadiana (Rodríguez Vidal et al., 1988). La interacción de esta actividad neotectónica junto con la capacidad erosiva de la red de drenaje longitudinal a la cadena definió la morfología actual de estas sierras (Hovius, 2000), y favoreció la génesis de los depósitos de rañas en el borde activo del frente montañoso, tal y como sugiere el estudio del drenaje longitudinal a la cadena (Fig. 4). DISCUSIÓN Y CONCLUSIONES El paisaje actual de las sierras de Guadalupe-Montán­ chez debe entenderse como una interacción entre procesos tectónicos y erosivo-sedimentarios en el marco de la evolu­ ción geodinámica intraplaca del interior ibérico. En estas cadenas, el relieve del basamento se consolida como consecuencia de los plegamientos producidos por la orogenia hercínica y desde entonces sufre un proceso lento de destrucción originado por el encajamiento de la red flu­ vial a favor de una serie de crestas y valles de dirección NO- SE. De esta manera surge el relieve de tipo “apalachiano” I predominante en esta zona. Durante el Cenozoico, la tectónica intraplaca generó pliegues litosféricos de orientación E-0 y NE-SO acompa­ ñados de deformación frágil en los niveles superiores de la corteza (Cloetingh et al., 2002). Esta situación favoreció las Geo-Temas 6(5), 2004 REACTIVACIÓN INTRAPLACA DE UN RELIEVE APALACHIANO: LAS SIERRAS DE GUADALUPE Y MONTÁNCHEZ 223 Figura 2. Soluciones tensoriales con las fallas explicadas por el método de inversión de esfuerzos (Reches et al., 1992) y rosas de direccio­ nes de las fallas para los cinco tensores de paleoesfuerzos calculados (Fig. 1 y Tabla I). r ' t r f e a *■*—c Cabalgamiento Falla — Falla supuesta ....... Divisoria de aguas C Z^> Basculamientos F igura 3. Red de drenaje, esquema morfotectónico regional y solución tensorial media calculada para la deformación reciente en la zona de estudio. Geo-Tenias 6(5), 2004 224 J. ÁLVAREZ, A. MUÑOZ MARTIN, G. DE VICENTE Y R. VEGAS Tabla 1. Soluciones obtenidas con el método de Inversión de Esfuerzos (Reches et al., 1992) en las cuatro estaciones cinemáticas analiza­ das (figs. 1 y 2). O], o 2 y a y inmersión y sentido de la inmersión de los tres esfuerzos principales; R, factor de forma del tensor de esfuer­ zos ( a 2 - o f / (o j - o f ; p, coeficiente de fricción durante el deslizamiento; PMA, angulo de desviación de los ejes principales (°); SLIP, angulo de desviación media entre la estría real y la calculada; Fe/Ft, Fallas explicadas / Fallas totales. Estación Tensor a l BELEN T1 13/157 PTOREY T2 02/092 GRAUVA T3A 72/100 T3B 12/071 PIMPO T4 15/337 o2 a3 R 76/354 03/248 0,14 11/183 77/350 0,21 16/274 01/005 0,27 67/194 18/336 0,24 32/077 53/225 0,23 M PMA SLIP Fe/Ft 0,2 23,7 13,5 (19/27) 0,3 16,5 6,18 (15/16) 0,1 23,7 9,09 (10/20) 0,3 23,9 10,4 (6/20) 0,2 24,5 7,7 (5/6) Incisión > Levantamiento I Levantamiento > Incisión F igura 4 . Modelo conceptual de desarrollo de perfiles longitudi­ nales de ríos en una cadena: a) Si la incisión fluvial supera a la tasa de levantamiento el perfil longitudinal se desplaza hacia el interior de la cadena y la topografía define una rampa suave hacia la divisoria de aguas, b) Si la tasa de levantamiento supera a la de incisión fluvial el perfil longitudinal se escalona y migra hacia el frente activo. La inestabilidad periódica de las pendientes genera depósitos brechoides (Raña) al pie del frente montañoso que alter­ nan con depósitos conglomeráticos. En la parte inferior de la figura se presentan los perfiles longitudinales de la red fluvial a ambos lados de la Sierra de Guadalupe-Montánchez. Modificado de Hovius (2000). directrices principales para la distribución actual de cadenas y cuencas. Sin embargo, durante el Mioceno los relieves se estabilizan mediante el arrasamiento del basamento hercí- nico y la sedimentación en las cuencas preexistentes rela­ cionadas con el antepaís pirenaico. Esta estabilidad parece romperse en el Plioceno donde la deformación tectónica rejuveneció intensamente el relieve generando escalones morfológicos o elevaciones de basamento con depósitos de raña asociados, a partir de los cuales se define la distribu­ ción actual de la red de drenaje que acentúa los contrastes morfológicos previos. AGRADECIMIENTOS Este trabajo se ha realizado en el marco del proyecto PRIOR, financiado por ENRESA y el Consejo de Seguri­ dad Nuclear. J. Álvarez agradece su beca predoctoral a la Comunidad de Madrid financiada por el Fondo Social Europeo. REFERENCIAS Cloetingh, S., Burov, E., Beekman, E, Andeweg, B., Andriessen, P.A.M., García-Castellanos, D., De Vicente, G. y Vegas, R. (2002): Lithospheric folding in Iberia. Tectonics, 21 (5): 1041. Hovius, N. (2000): Macroscale process systems of moun­ tain belt erosion. En: Geomorphology and Global Tecto­ nics (M.A. Summerfield, Ed). John Wiley & Sons, Chichester, England, 77-105. Reches, Z., Baer, G. y Hatzor, Y. (1992): Constraints on the strength of the Upper Crust from stress inversion of fault slip data. Journal o f Geophysical Research, 97 (B9): 12481-12493. Rodriguez Vidal, J., Villalobos, M., Jorquera, A. y Díaz del Olmo, F. (1988): Geomorfología del sector meridional de la cuenca del Guadiana. Revista de la Sociedad Geo­ lógica de España, 1 (1-2): 157-164. Rodríguez Vidal, J. y Díaz del Olmo, F. (1994): Macizo Hespérico Meridional. En: Geomorfología de España (M. Gutiérrez Elorza, Ed.). Editorial Rueda, Madrid, 101- 122. Sos Baynat, V. (1956): Geología y morfología de las sierras de las Villuercas (Cáceres). Segunda parte. Estudios Geográficos, 64: 327-371. Tello, B. (1986): Macizo de las Villuercas (Cáceres). En: Atlas de Geomorfología (E. Martínez de Pisón y B. Tello, Eds.). Editorial Alianza, Madrid, 111-125. Geo-Temas 6(5), 2004