El cabalgamiento de Valdesotos: consecuencias de la acomodación del acortamiento cenozoico en el zócalo del Sistema Central A. Olaiz1, G. de Vicente1, R. Vegas1, J.M. González Casado2, A. Muñoz Martín1 y J. Álvarez1 1 Dpto de Geodinámica, Facultad de Ciencias Geológicas, Universidad Complutense de Madrid, 28040 Madrid, ajolaizc@geo.ucm.es 2 Dpto. de Geología y Geoquímica, Univ. Autónoma de Madrid, 28049 Madrid. ABSTRACT We describe and study structural evidences concerning to Alpine tectonics at NE sector o f the Spa­ nish Central System (SCS). In Valdesotos area, the Hercynian basement is uplifted over Mesozoic sediments, throughout a main SW verging thrust. Fault population analysis and geological mapping has been used to look at the relation between structures in the basement and in the cover. As a con­ sequence of accommodation of strains in the basement, kink folds are developed, such as secondary thrust and folds in the tegument. All these meso- and macrostructures seem to answer to a shortening in agreement with the Cenozoic deformation. Key words: Spanish Central System, kink folds, Alpine tectonic. INTRODUCCIÓN El Sistema Central Español presenta una estructura gene­ ral en pop-up que configura una cadena intraplaca de piel gruesa de doble vergencia, en la que el basamento aparece cla­ ramente implicado en la deformación. Muestra dos sectores con distintos estilos tectónicos, cuyo límite coincide con una serie de fallas transversales de direcciones entre N30E y N-S (Fig. 1). El sector occidental corresponde a las sierras de Gre- dos y de La Paramera, con cabalgamientos mayoritariamente E-0 muy segmentados, mientras que el sector occidental, rela­ cionado con los relieves de Guadarrama-Somosierra, muestra cabalgamientos NE-SO que, hacia el límite con el sector occi­ dental tienen una dirección NNE-SSO. El basamento hercínico es de carácter granítico con escasos isleos metamórficos en el sector occidental de Gre- dos y en el SO del sector oriental, mientras que el resto de la zona E es de naturaleza metamórfica con algunas intru­ siones graníticas. Cuando el basamento es homogéneo, las estructuras de deformación desarrolladas son, fundamental­ mente de tipo pop up anchos y pop down estrechos (De Vicente y González Casado, 1991). Sobre materiales meta­ mórficos aparecen como más habituales los sistemas de cabalgamientos imbricados y acompañando estas estructu­ ras compresivas aparecen numerosos desgarres que, suelen actuar como rampas oblicuas y laterales. Su traza suele coincidir con contactos hercínicos mayores o con zonas de esquistosidad subvertical, como en el sinclinal hercínico de Majaelrayo. Las direcciones principales son N-S a N30E, sinestrosos y N100E a N130E, dextrosos. La cinemática de las estructuras frágiles, en un amplio rango de escalas, responde a unos esfuerzos compresivos N140-170E (De Vicente et al., 1996). En la zona centro- oriental, con cabalgamientos NO-SE, aparecen sectores cuyo movimiento más importante parece haber finalizado en el Mioceno inferior (Segovia, Sta Ma la Real de Nieva, Honrubia, Sepúlveda, Sierra de la Pela), lo que les asemeja­ ría más a la Cordillera Ibérica y al antepaís pirenaico. Todas las estructuras mencionadas denotan su edad terciaria ya que afectan al tegumento mesozoico. No obstante, la cuan­ tía de la contracción cenozoica parece haber sido suficiente como para deformar también al basamento varisco no gra­ nítico mediante pliegues de gran radio y mesoestructuras más penetrativas (kinks). Los estudios realizados sobre este tipo de deformaciones en el Sistema Central atribuyeron una edad finihercínica a las mismas (D4, D5, Capote, 1985...). En este trabajo se van a describir las mesoestruc­ turas desarrolladas y los esfuerzos asociados, tanto en el tegumento como en el zócalo del Cabalgamiento de Valde­ sotos (Fig. 2), para poner de manifiesto la estrecha relación entre las deformaciones cenozoicas en el bloque de techo de esta estructura y otras observadas a nivel regional dentro del basamento varisco. DESCRIPCCIÓN MACROESTRUCTURAL DEL SECTOR ORIENTAL DEL SISTEMA CENTRAL La zona de Tortuero-Valdesotos, resulta especialmente ilustrativa respecto al estilo de deformación alpino y su acomodación en el basamento. La Falla del borde S no llega a aflorar, deduciéndose un pliegue de propagación de falla, a partir de la cartografía del flanco delantero del tegumento (Mesozoico y tramo inferior del Paleógeno), de orientación N60E en el área de El Pontón de la Oliva-Valdepeñas de la Geo-Temas 6(5), 2004 mailto:ajolaizc@geo.ucm.es 238 A. OLAIZ, G. DE VICENTE, R. VEGAS, J.M. GONZALEZ CASADO, A. MUÑOZ MARTIN Y J. ÁLVAREZ F ig u r a 1. Esquema estructural del Sistema Central, con las fallas principales, los ejes de los pliegues principales de fase 4 y 5 (modificado de Capote 1985) y zona de estudio. Sierra (Pérez González et al., 1990). Esta estructura del borde S aparece cortada por dos retrocabalgamientos con polaridad N, al E el de Tortuero con dirección E -0 y el del Arroyo de San Vicente al O, con dirección N40E. La traza de este último cambia progresivamente a N-S, constitu­ yendo en realidad la terminación meridional de la Falla del Puerto de Somosierra. Desde esta geometría cabe deducir un transporte tectónico hacia los N150E. Al N de Tortuero, sin embargo, aparecen una serie de cabalgamientos de pola­ ridad N que terminan en la falla del N de Somosierra. La longitud de onda de estas estructuras disminuye de N a S. La Falla del Atazar, que aparece inmediatamente al N del de Tortuero llega a duplicar la terminación periclinal de la anti­ forma hercínica de El Cardoso (Pérez González et al., 1990), lo que permite estimar su salto inverso en 1750 m (Fernández Casals, 1976). La evidente relación entre la topografía y la geometría de este sistema de retrocabalga­ mientos, hace posible su cartografía, incluso cuando su traza se sitúa entre dos basamentos homogéneos y poco competentes como los de la Formación Rodada, en el que, por otra parte, es donde mejor se aprecia la acomodación de la deformación alpina en el basamento. En los casos de los cabalgamientos imbricados de Sepúlveda y Tamajón, la esquistosidad subhorizontal actúa de un modo muy similar al tegumento, plegándose a partir de un nivel de despegue inferior. Sin embargo, aquí la esquistosidad hercínica apa­ rece subvertical, lo que facilita el movimiento de cizalla sinestroso asociado a esta zona, pero no el desarrollo de pliegues alpinos a favor de ella. En este caso sólo se apre­ cian reorientaciones muy marcadas y pliegues métricos de tipo kink con la misma polaridad en las proximidades de los cabalgamientos. □ ' □ C3 0 6 F ig u r a 2 . Mapa geológico de la zona de Valde sotos. 1 ) Basamento Paleozoico, 2) Pérmico, 3) Triásico inferior-Cretácico medio (Buntsandstein-Utrillas), 4) Dolomías y margas. Cretácico sup., 5) Calizas dolomíticas. Cretácico sup. y 6) Raña. Plioceno. Geo-Temas 6(5), 2004 EL CABALGAMIENTO DE VALDESOTOS: CONSECUENCIAS DE LA ACOMODACIÓN DEL ACORTAMIENTO CENOZOICO... 239 1100m 1000m 900m 800m 700m NNE SSW F igura 3. Corte geológico del Cabalgamiento de Valdesotos. 1) Basamento, 2) Pérmico, 3) Triásico inf.-Cretácico medio (Buntsandstein- Utrillas), 4) Cretácico sup.: calizas, 5) Cretácico sup.: margas y 6) ejes de pliegue tipo kink. EL CABALGAMIENTO DE VALDESOTOS La alineación característica del borde S del Sistema Central (NE-SO) queda rota entre las salidas a la cuenca de los ríos Jarama y Sorbe, donde se aprecian pliegues en el tegumento que varían entre N-S (Beleña de Sorbe, Tamajón), NO-SE (Valdesotos) y E-0 (Tortuero). De entre estos, el más ortogo­ nal (de directriz Ibérica) al borde Sur es el de Valdesotos (Fig. 3). Es aquí también donde las condiciones de afloramiento del bloque de techo (Paleozoico) son mejores. Se ha realizado, por tanto, un estudio de las estructuras de deformación que afectan, tanto al tegumento mesozoico, como al basamento paleozoico. En el Arroyo de Palancares, aparece un afloramiento de materiales mesozoicos, rodeado por paleozoicos (formación Rodada) que se sitúan en cotas más altas a ambos lados del valle de Valdesotos. Aparece una forma subtabular, que dibuja un suave sinclinal, cortada al NE y SO por dos fallas NO-SE que, en corte (Fig. 3) tienen geometrías muy distintas. Así, al SO presenta un marcado carácter rectilíneo con alto buza­ miento y no se aprecia deformación por arrastre en el meso­ zoico. Al contrario, la NE aparece muy segmentada por fallas N30E, localmente buza 40° al NE y la serie mesozoica llega a invertirse en el bloque de muro de este cabalgamiento. La pro­ longación noroccidental de este sistema de fallas cobija tam­ bién una serie continental de edad pérmica (Sopeña, 1979). Hacia el E el cabalgamiento NE termina contra una de las fallas N30E que aparece como dextrosa y que limita también otro cabalgamiento E-O pero de polaridad opuesta (hacia el N) que duplica la serie mesozoica. Estos cabalgamientos E-0 aparecen también hacia el O (Cabalgamiento de Tortuero). • SI *S2 « S 3 Figura 4. a) Soluciones obtenidas en el Cab. de Valdesotos aplicando el método de los Diedros Rectos, b) Tensor de esfuerzos calculado con el método de Inversión de Esfuerzos (Reches et a l, 1992). c) Muestreo con reemplazamiento de las soluciones mediante Inversión de Esfuerzos, d) Densidad de los ejes de los pliegues kink en el basamento, e) Medidas de orientación de pliegues (modificado de Fernández Casals, 1976). f) Puntos: ejes y lineaciones de crenulación; Triángulos: polos de planos axiales (modificado de Gil Toja et al., 1985). g) Orientaciones de los ejes de los pliegues tipo kink en el basamento en el techo de dicho cabalgamiento y orientación del eje del sinclinal. Geo-Tenias 6(5), 2004 240 A. OLAIZ, G. DE VICENTE, R. VEGAS, J.M. GONZALEZ CASADO, A. MUÑOZ MARTIN Y J. ÁLVAREZ Estos sistemas de fallas, NO-SE, E-0 y NE-SO se apre­ cian claramente en el zócalo, donde también aparecen plie­ gues muy angulares, tipo kink, sobre todo en las proximidades de los cabalgamientos. Para estudiar la dinámica asociada a la formación de este conjunto de estructuras, se han analizado fallas con estrías en el muro del cabalgamiento del borde NE, las orientacio­ nes de los ejes de los kinks en la formación Rodada en el techo de dicho cabalgamiento y la orientación precisa del eje del sinclinal (Fig. 4g). La población de fallas muestra una solución de muy buena calidad (analizada mediante die­ dros rectos (De Vicente et al., 1992) e inversión de esfuer­ zos (Reches, 1992), que indica una compresión N14E con R=0.53 (compresión triaxial; figuras 4a y 4b). Estas condi­ ciones de deformación suponen una constricción importante que se pone de manifiesto en el muestreo aleatorio de las soluciones (Fig. 4c) donde aparece una cierta continuidad entre si y s2. El eje calculado para el sinclinal (89/113; figura 4g) es congruente con la macroestructura. Por último, los ejes de los kinks (Fig. 4d) aparecen subparalelos al s2 calculado para las fallas, con lo que el conjunto de las estructuras mencionadas, tanto en el zócalo como en el tegumento, parecen responder a la misma dinámica. DISCUSIÓN SOBRE LA EDAD DE LAS DEFORMA­ CIONES D4 Y D5 Este tipo de estructuras son muy habituales en este sector del Sistema Central, cuando la continuidad con estructuras cenozoicas no es evidente, puede aún indagarse su relación con la topografía, que como mencionábamos es la clave para cartografiar las macroestructuras alpinas en el Sistema Cen­ tral. Sin embargo, en estudios regionales sólo cabe contras­ tar las estructuras atendiendo a su orientación y estilo. A este respecto, tanto las mesoestructuras, fundamentalmente de tipo kink (Gil Toja, 1985; Fernández Casals, 1976; González Casado, 1987) (Figs. 4e y 4f), como las macroestructuras (Fig. 1) asociadas con anterioridad al ciclo hercínico, pare­ cen corresponder a un acortamiento N-S a NO-SE que es el que predomina en las contracciones cenozoicas. En con­ creto, en la zona de cizalla sinestrosa que estructura los cabalgamientos de Tortuero-Valdesotos, el acortamiento aso­ ciado es N-S. La solución más sencilla es pues suponer una edad cenozoica para el conjunto de deformaciones descritas, tanto en el zócalo como en el tegumento. REFERENCIAS Capote, R. (1985): Historia deformativa en el Sistema Cen­ tral. Tectónica Prehercínica y Hercínica. Revista de la Academia de Ciencias, 79 (4): 511-522. De Vicente, G. y González Casado, J.M. (1991): Deforma­ ción alpina en el Sistema Central español. En: Las defor­ maciones alpinas en el Sistema Central español (G. De Vicente y J.M. 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