Geología de España

Geología de España Óscar Pintos

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INTRODUCCIÓN Durante los 2500 Ma que duró el Proterozoico, se dieron orogénesis que formaron el Supercontinente de Rodinia. En el Paleozoico se fragmentó y se crearon extensas cuencas oceánicas (los continentes recién formados se iban separando); posteriormente, se originan extensas zonas de subducción. Los continentes se vuelven a reagrupar hacia finales del Paleozoico, en el Pangea Pérmico. Limitándonos al futuro Macizo Ibérico, se distinguen hacia finales del Proterozoico, cuatro grandes bloques continentales: Laurentia, Báltica, Liberia (Angara) y Gondwana; un océano conocido como Iapetus, se extiende entre Laurentia, Báltica y Gondwana; el Mar de Tornquist, de menor extensión, separa Gondwana de Báltica. Hasta el Ordovícico, el Iapetus estuvo en continua expansión, y a partir de aquí, comenzó su progresiva reducción. Durante el Cámbrico Superior-Ordovícico Inferior, un segmento de Gondwana, llamado Avalonia, se escinde e inicia su desplazamiento hacia el Noroeste, originándose la apertura del Océano Rheico y la progresiva reducción del Mar de Tornquist. Hacia finales del Ordovícico o principios del Silúrico, Avalonia colisiona con Báltica, el Mar de Tornquist se cierra y el Océano Rheico alcanza su máxima extensión. Durante el Silúrico, el continente formado por Avalonia+Báltica, migra, trasladándose hacia Laurentia, y cerrándose progresivamente el Iapetus. Desde el Silúrico Superior y principios del Devónico, el océano Iapetus se cierra, y el continente formado por Avalonia+Báltica, colisiona con Laurentia, formando Laurrusia (Old Red Sandstones); la Cordillera Caledoniana queda formada. Con el inicio del Paleozoico Superior, el Océano Rheico primero, y el Mar de los Urálides después, inician su progresiva subducción. Durante el Carbonífero, Gondwana inicia su colisión con Laurrusia, empezando la formación de la Cordillera Hercínica, que queda totalmente configurada al finalizar este sistema. Mientras tanto, el Océano de los Urales ya ha sufrido una importante reducción, aproximando Siberia a Laurrusia. Durante el Pérmico, colisionan Siberia y Laurrusia, quedando todos los continentes agrupados en Pangea Pérmico o Finipaleozoico. La distinta posición, dentro de los grandes cinturones orogénicos paleozoicos, que ocupa el sector correspondiente al futuro Macizo Ibérico, justifica la intensidad de las

Proterozoico-Paleozoico

Ordovícico Inferior

Ordovícico Superior

Silúrico Inferior

Devónico Inferior

Carbonífero Inferior


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deformaciones hercínicas que se observan actualmente en los materiales paleozoicos, y la falta o debilidad de las deformaciones caledonianas. El Oeste de la Península está formado por rocas precámbricas y paleozoicas, junto con frecuentes plutones de rocas ígneas; es lo que se conoce como Macizo Ibérico (Macizo Hespérico); el Macizo Ibérico es uno de los segmentos de la antigua Cordillera Hercínica Europea, que ha quedado preservado de la erosión, y que en parte, no se encuentra recubierto por materiales recientes. La mitad oriental de la Península Ibérica está formada por materiales mesozoicos, terciarios o más recientes, distribuidos en varias unidades de rango mayor, con características diversas; entre estas unidades, se pueden distinguir dos cordilleras formadas por colisión durante la Orogenia Alpina: Cordillera Pirenáica (en el límite entre las placas Ibérica y Europea) y Cordillera Bética (Sur y Suroeste de la Península; está formada por la parte meridional de la Placa Ibérica y una porción de la Placa de Alborán). Se pueden distinguir además dos cordilleras intraplaca: Cordillera Ibérica y Cordillera Costero-Catalana, ambas formadas por esfuerzos intraplaca que originaron la inversión tectónica de dos rifts mesozoicos.

OROGENIAS

• Caledoniana: Se dan varias fases: Ordovícico-Silúrico y fin del Silúrico. Franja caledoniana: parte oriental de Groelandia, Noruega, Islas Británicas, costa este de EEUU y Golfo de México. En la península Ibérica no hay deformaciones caledonianas; no hay discontinuidad entre Silúrico y Devónico.

• Hercínica: Fin del Paleozoico. Franja hercínica: centroeuropa, península Ibérica, Costa este de EEUU y Montes Ovachitas. La parte superior oriental de la península Ibérica (Macizo Ibérico) es un trozo del cinturón móvil hercínico.

• Alpina: En la base del Terciario Superior, se configuran las cordilleras alpinas. El Mesozoico aparece apenas sin deformar en la península Ibérica.

DIVISIÓN DE LA PENÍNSULA IBÉRICA - Macizo ibérico: Hercínico. - Pirineos y cordilleras béticas: Dos unidades alpinas con estructura alpina, que se

han desplazado. - Cordillera Ibérica y Cordillera Costero-catalana: Dos unidades alpinas sin

estructura alpina; con estructura tipo epidérmico. - Cuencas del Ebro, Duero, Tajo y Guadalquivir: Cuatro unidades alpinas que han

sufrido subsidencia reciente (Terciario Superior). El núcleo de la P.I. es el Precámbrico. Se dan facies con dataciones defíciles, ya que están muy deformadas por la orogenia hercínica.

MACIZO IBÉRICO En la orogenia Hercínica colisionan el antiguo Godwana con el macrocontinente del Norte. Se distinguen grandes bandas NO-SE que siguen el trazado de las principales estructuras hercínicas; estas bandas, tienen principalmente, significado paleogeográfico, de forma que dentro de ellas, las variaciones de facies y de potencias, son más acusadas transversalmente que longitudinalmente.

Paleozoico Final


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• Zona Cantábrica: Representa la zona más externa del segemento del Erógeno Hercínico. Presenta Paleozoico Superior muy desarrollado y muy potente. Límite: antiforme del Narcea; antiforma precámbrica, pizarras.

• Zona Asturoccidental-Leonesa: Paleozoico Inferior muy desarrollado (zona muy subsidente en el Paleozoico Inferior). Metamorfismo, granitoides. Límite: Antiforme del Ollo de Sapo; antiforme complejo precámbrico, ortogneis material de pasta gris y grandes fenocristales de Microclina. Límite: Falla de Vivero; forma curvilínea paralela a “ollo de sapo” que separa la zona W sin cámbrico y la zona E con cámbrico; La falla debió ser profunda y anterior al Cámbrico, ya que afectó a la sedimentación de éste.

• Zona Centroibérica: Metamorfismo mesozonal; muchos granitoides hercíonicos. Paleozoico Inferior y Precámbrico esquistoso (grauvático). No hay Cámbrico; El Ordovícico fue transgresivo normalmente sobre el material precámbrico. Vergencias N o NE. Límite: Batolito de los Pedroches; Hercínico reciente. Límite Banda de cizalla Badajoz-Córdoba; al borde del Guadalquivir, más o menos paralelo al batolito.

• Zona de Ossa Morena: Sustrato precámbrico muy variable; aparecen precámbricos que no lo hacen en otras zonas; Mucho Cámbrico. Vergencias S o SW. Límite de Beja-Acebuches: Banda más o menos continua de rocas básicas y ultrabásicas, geoquímicamente oceánicas, consideradas ofiolitas.

• Zona Surportuguesa: Muy parecida estratigráficamente a la Zona Cantábrica. Gran desarrollo del Paleozoico Superior. No aflora Paleozoico Inferior.

El Macizo Ibérico tiene una distancia aproximada de 700 Km, y se considera como la mejor sección conservada de la cadena hercínica; es el corte más completo. En conjunto se observa una cierta polaridad en cuanto a la vergencia de las estructuras: al N de la Banda de cizalla Ba-Có, se dan vergencias N o NE y al S, se observan vergencias S o SW. También, desde un punto de vista estratigráfico: las zonas externas (cantábrica y surportuguesa), con mucho Paleozoico Superior, facies de características externas y exentas de metamorfismo. Las zonas internas, presentan poco desarrollado el Paleozoico Superior, facies de características internas y presencia de metamorfismo.

FACIES - Preorogénicas: (Carbonífero-Devónico). Facies de plataforma siliciclástica

(Paleozoico Inferior) o carbonática (Paleozoico Superior, Devónico). - Sinorogénicas: (Carbonífero). Presencia de fuertes pendientes y relieves

enérgicos; depósitos que reflejan que se está erosionando algo. Facies comparables a las series Flysch alpinas, denominadas aquí Culm (edad caronífera).

- Postorogénicas: Facies molásicas que se desarrollan discordantes sobre el sustranto; reflejan que los relieves están ascendiendo; facies detríticas groseras (conglomeráticas).


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INTRODUCCIÓN Es la zona más externa del Macizo Ibérico, y está situada en el núcleo del arco que forman las estructuras hercínicas de este macizo, denominado Arco Ibero-Armoricano (Arco Artúrico). El límite occidental se sitúa en el Antiforme del Narcea (Cabalgamiento de la Espina), a partir del cual, hacia el Oeste, las estructuras están afectadas por metamorfismo hercínico, y las rocas plutónicas comienzan a ser frecuentes. Hacia el Norte, limita con el Mar Cantábrico, y hacia el Este y Sur, con la cobertera mesozoico-terciaria de la Cuenca Cantábrica y la del Duero respectivamente.

Su estructura es de tipo epidérmico, y está esencialmente constituida por cabalgamientos y pliegues asociados a ellos; la deformación interna de los materiales es escasa. Presenta un registro del Paleozoico muy completo, estando representados todos los sistemas. Durante el Paleozoico Inferior, la Zona Cantábrica y la Zona Asturoccidental-Leonesa, formaban parte de un margen pasivo en el que se situaba un extenso surco, probablemente de tipo graben, denominado Surco Cántabro Ibérico.

A diferencia de la Zona Asturoccidental-leonesa, el sector correspondiente a la Zona Cantábrica, se comportó durante la primera mitad del Paleozoico, como una plataforma poco subsidente y débilmente basculada hacia el Oeste; Por esto, la sedimentación muestra hacia el Oeste, una disminución de su granulometría, un ligero aumento de sus potencias, y un ambiente de sedimentación algo más profundo. En las partes más orientales de esta plataforma, debía existir por lo menos temporalmente, un umbral de tierras emergidas (¿Macizo del Ebro?) que actuó como área fuente de los sedimentos durantel el Paleozoico Inferior. La poca profundidad de esta plataforma, permitió una interrupción de la sedimentación, que afecta prácticamente a toda la zona. En los sectores más occidentales de esta laguna estratigráfica, abarca el Ordovícico Medio y Superior, mientras que en los orientales, más próximos al umbral emergido, la laguna alcanza hasta finales del Devónico. Durante el Paleozoico Superior, la plataforma adquiere unas condiciones de mayor subsidencia, que alcanzan su máximo durante el Carbonífero. A diferencia del Paleozoico Inferior, la sucesión del Paleozoico Superior, tiene gran potencia y está bien desarrolada.

Durante el Devónico, continua la sedimentación en una plataforma poco profunda, y dentro de un contexto regresivo. En función de las características litológicas y paleontológicas, se distinguen dos facies distintas en el Devónico: la facies Asturleonesa y la Palentina.

Durante el Carbonífero, se inicia una etapa de inestabilidad, debida a los movimientos de la Orogenia Hercínica; La plataforma se va transformando en una cuenca de antepaís que recibe gran cantidad de aportes terrígenos procedentes de los relieves hercínicos recién formados. Se individualizan en la antigua plataforma, algunos surcos muy subsidentes y la sedimentación en su conjunto, es muy heterogénea; coexisten en el tiempo sedimentos continentales y marinos. En todas las sucesiones se observa un aumento de las facies continentales hacia su parte alta, y finalizan con sedimentos de carácter postorogénico. Se pueden individualizar varios sectores con características estratigráficas y estructurales diferentes. Los límites entre ellos, se sitúan en cabalgamientos de orden mayor. Región de Pliegues y Mantos Se caracteriza por presentar una sucesión paleozoica casi completa. En ella, se distinguen las siguientes unidades cabalgantes: Unidad de Somiedo-Correcilla, Unidad de La Sobia-Bodón, Unidad del Áramo, Unidad del Esla y Unidad del Valsurbio. Cuenca Carbonífera Central


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Formada principalmente por rocas carboníferas. En su borde oriental, cerca del cabalgamiento basal, aflora una banda de rocas del Cámbrico y Ordovícico. Región del Ponga Caracterizada por la ausencia casi total de materiales silúricos y devónicos, y estar estructurada en varias unidades cabalgantes que forman un gran manto plegado, el Manto de Ponga. Región de los Picos de Europa Sistema de escamas imbricado de rocas carbonatadas del Carbonífero. Región del Pisuerga-Carrión Constituida principalmente, por rocas del Carbonífero y en menor medida, del Silúrico y Devónico, estructuradas en varias unidades cabalgantes. Presenta acusadas diferencias con las demás regiones; Las unidades carboníferas con características sinorogénicas son más frecuentes en esta región; El Devónico presenta una facies distinta de la que muestran las otras regiones.

PRECÁMBRICO Constituido por la Formación Pizarras del Narcea, que aflora en una extensa estructura antiformal, conocida como el Antiforme del Narcea, que se sigue desde la localidad de Cudillero en la Costa Cantábrica hasta el Puerto de Leitariegos en el Norte de León. Son materiales del Proterozoico Superior (Vendiense); entre los niveles del techo de estas pizarras y los primeros trilobites del Cámbrico Inferior, existen casi 1000 metros de sedimentos siliciclásticos pertenecientes a la F. Herrería, la primera unidad del Paleozoico Inferior en la Cantábrica. El contacto entre las Pizarras del Narcea y la Fm. Herrería, se presenta en la mayor parte de los afloramientos, mediante una falla o un contacto aparentemente concordante; sólo en Barrios de Luna y Vega de los Caballeros, al Norte de León, se observa una discordancia angular entre ambas unidades. Las Pizarras del Narcea consisten en una sucesión superior a los 1000 metros, formada principalmente por pizarras y areniscas, que tienen algunas estructuras sedimentarias, granoselección, marcas de corriente y secuencias de Bowman, considerándose en parte, como sedimentos turbidíticos. El límite con la formación suprayacente, está marcado por una banda de rubefacción, que ha sido interpretada como una alteración subaérea, y que refleja una discontinuidad temporal entre el Precámbrico y el Cámbrico. Las características de las Pizarras del Narcea difieren a ambos lados del Antiforme: en el flanco occidental, sus facies son más políticas y presentan intercalaciones de rocas volcánicas; en el oriental, su granulometría es más grosera, y entre las pizarras y areniscas se encuentran algunas intercalaciones de cuarcitas e incluso de microconglomerados; Los materiales del flanco oriental suelen estar exentos de metamorfismo, a diferencia de los del flanco occidental. La estructura antiformal, se desarrolló durante la Orogenia Hercínica.

PALEOZOICO Se divide en dos secuencias cuyo límite coincide con el Devónico-Carbonífero: la secuencia preorogénica (sedimentos del Cámbrico al Devónico; facies marinas someras, en forma de cuña que se adelgaza hacia el Este) y la sinorogénica (sucesión de gran variedad de facies y potencias, al ser el resultado de la sedimentación de cuencas situadas en el frente de las principales unidades cabalgantes). Secuencia preorogénica


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Los afloramientos de esta secuencia, están muy bien expuestos en la Unidad de Pliegues y Mantos, mientras que en las otras unidades predominan los sedimentos sinorogénicos. La sucesión de esta secuencia, forma una cuña delimitada por dos discordancias mayores, la inferior en el límite Precámbrico-Cámbrico, y la superior cerca del techo del Devónico (intra-Fameniense). Las mayores potencias se encuentran cerca del Antiforme del Narcea. Hacia el Este, la sucesión se va adelgazando progresivamente, por erosión de las unidades superiores; Dentro de una misma unidad, las potencias también se reducen en dirección norte-sur, siendo en los cortes próximos a la costa, en donde se observan las máximas potencias. Cámbrico � Fm Herreria o Areniscas de Herreria: Areniscas cuarcito-feldespáticas con ripples

de oleaje y estratificación cruzada, entre las que se intercalan tramos de pizarras. Cerca de su base, son frecuentes las intercalaciones de niveles microconlomeráticos de cantos silíceos, mientras que en su parte alta abundan las intercalaciones políticas y dolomíticas. Las direcciones de paleocorrientes, y la disminución de su granulometría hacia el Antiforme, permiten suponer que su área fuente se situaba al Este de la zona. Facies marinas, plataforma somera. Se ha citado la presencia de icnofósiles, pero no es hasta la parte alta, en unos niveles pelíticos llamados Capas de Barrios, en donde aparecen los primeros trilobites del Cámbrico Inferior. Tránsito gradual (aumento de los niveles carbonáticos) a Fm Lancara.

� Fm Láncara o Calizas de Láncara: Se da una formación carbonática, usada como nivel guía, al ser la única formación carbonática del Paleozoico Inferior; Aparece también un nivel de despegue de todos los mantos de la Zona Cantábrica. Facies marinas con fósiles muy variados. Se aprecian dos miembros separados por una débil disconformidad:

� Miembro inferior: Formado por dolomías y calizas, grises o amarillentas, con laminaciones debidas a mallas de algas; es del Cámbrico Inferior. Ambiente de llanura mareal, con una profundidad creciente hacia el antiforme.

� Miembro superior: Formado por calizas que presentan dos facies: Facies Beleño (color verde con glauconita; facies inter y supramareal; se dan en la zona más oriental) y Facies Caliza Griotte o Barrios (color rojo; tasa de sedimentación muy baja; facies inter y submareal).

� Fm Oville o pizarras y areniscas de oville: Alternancia de areniscas glauconíticas y pizarras con frecuentes cambios de facies, mostrando una mayor abundancia de niveles cuarcíticos hacia su techo. Su potencia aumenta gradualmente hacia el Oeste. El límite con Láncara es gradual y diacrónico. Contiene, en algunos puntos del norte de León, intercalaciones de rocas volcánicas, principalmente sills de diabasas.

Ordovícico � Fm Barrios o cuarcitas de Barrios: Niveles de cuarcitas blancas con pequeñas

intercalaciones de conglomerados cuarcíticos y de pizarras arenosas. Preuna facies equiparable a la de la Cuarcita Armoricana. Contiene además, frecuentes intercalaciones de rocas vulcanoclásticas, que están en relación con los sills de diabasas de la Fm Oville. Los mayores espesores se localizan también en los sectores occidentales de la Región de Pliegues y Mantos. Sedimentción en una extensa llanura deltaica o mareal, con aportes desde el Este. Los icnofósiles de us mitad inferior indican una edad Tremadoc, y su parte superior se atribuye al Arenig. Durante el Ordovícico medio y superior, la cuenca pierde su uniformidad, apareciendo diferencias importantes entre los distintos sectores de la Zona


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Cantábrica; Las sucesiones de esta edad presentan facies y espesores muy variables, pudiendo faltar en su totalidad. En el sector de Cabo Peñas es donde se encuentran las sucesiones más completas y que clásicamente se han utilizado como series de referencia para el Ordovícico Medio y Superior de la Cantábrica.

� Fm Luarca o pizarras de Luarca: Sobre la Fm Barrios, en el sector Cabo Peñas, se encuentra esta unidad formada por pizarras negras o grises; implica una sedimentación anóxica en un medio más profundo y menos agitado que el que dio lugar a la unidad anterior. Los graptolites de su parte inferior, son considerados aún como del Arenig Superior. Encima, se encuentra un nivel de hierro oolítico que cubre un hiato que debe corresponder a parte del Llanvirniense, pues las pizarras suprayacentes contienen trilobites del Llanvirniense Superior.

Silúrico El Silúrico se encuentra exclusivamente en la Región de Pliegues y Mantos, y en la Región del Pisuerga-Carrión, acuñándose hacia la Cuenca Carbonífera Central, siendo en la del Pisuerga-Carrión, donde está más completa. � Fm Castro: En el mismo sector, y sobre las pizarras de Luarca, encontramos esta

alternancia de pizarras, areniscas, tuffitas y aglomerados volcánicos, con lavas basálticas en su parte alta, y finalizando con un tramo calcáreo fosilífero llamado Calizas de Viodo.

� Fm Formigoso o pizaras de Formigoso: Yace sobre la Fm Castro sólo en Cabo Peñas; en el resto de sectores, se encuentra sobre unidades más antiguas, de distinta edad, cubriendo una laguna estratigráfica de amplitud variable. El conjunto de la formación, presenta las características propias de un depósito euxínico, de plataforma externa en su parte inferior, y con características de plataforma interna en su parte superior. Sedimentos del Llandovery al Wenlock. En continuidad con esta formación, se da en toda la Región de Pliegues y Mantos, una sucesión de areniscas ferruginosas, que en los afloramientos próximos a la costa, fue denominada Arenisca de Furada, mientras que en el sur de la región, fue denominada Arenisca de San Pedro.

� Fm Furada-San Pedro o areniscas de Furada-San Pedro: Areniscas rojas ferruginosas, dispuestas en estratos de poca potencia, que hacia su mitad superior presenta intercalaciones de pizarras, areniscas con cemento dolomítico o niveles de hierro oolítico, que localmente fueron objeto de explotación. Frecuentes ripples de oleaje y estratificación cruzada planar y de surco; condiciones oxidantes, en un ambiente litoral, y en general más somero y agitado que el de la unidad anterior, reflejando una situación de plataforma interna. En la mitad inferior de la unidad, se han citado braquiópodos y graptolites del Wenlock Superior-Ludlow, mientras que su parte superior, ha aportado fósiles del Lockoviense (Devónico). En la Región del Pisuerga-Carrión, los sedimentos más antiguos que se encuentran, son de edad silúrica y afloran en el valle del río Aráuz. La sucesión silúrica se presenta muy tectonizada, y está constituida por sedimentos siliciclásticos, principalmente areniscas y pizarras, cuya base no es visible. Estos sedimentos se denominan Fm Carzo y se han citado en ella, fósiles del Wenlock al Lockoviense.

Devónico La Zona Cantábrica, es el sector del Macizo Ibérico, en donde la sucesión del Paleozoico Superior se encuentra más completa. El Devónico se presenta en facies marinas, generalmente de plataforma somera; las unidades son muy fosilíferas, tanto en especies pelágicas como bentónicas. Los datos bioestratigráficos apoyan la idea de que durante el Devónico, el Macizo Ibérico se encontraba en el norte de Gondwana, y que formaba parte, junto al Macizo Armoricano de la provincia faunística que se extendía


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desde Nueva Escocia al norte del actual continente africano. Las condiciones climáticas cálidas favorecen la aparición de facies arrecifales; estas facies sólo desaparecen del registro sedimentario durante las etapas en que prevalece la sedimentación terrígena, que impiden temporalmente el desarrollo de los corales; estos cambios en la sedimentación, se interpretan como debidos a pequeños impulsos epirogénicos, que reactivan temporalmente la erosión, manteniéndose invariables las condiciones climáticas. En general, se observa en todas las unidades del Devónico, una disminución de la profundidad, desde las zonas más occidentales próximas al Antiforme hacia el Este. Las sucesiones más completas y potentes, se encuentran en la Unidad de Somiedo-Correcilla. En su conjunto, el Devónico se deposita en contexto regresivo, de forma que las sucesiones devónicas más completas se encuentran en los sectores más próximos al antiforme. Las características lito y bioestratigráficas permiten diferenciar en el Devónico, dos tipos de facies distintas: la Asturleonesa (formada por facies marinas proximales, en las que alternan formaciones terrígenas, y carbonáticas con algunos episodios arrecifales; abundante fauna, principalmente bentónica, típica de medios someros y aguas aireadas; se desarrolla en toda la Región de Pliegues y Mantos, y también en la parte más occidental de la Cuenca Carbonífera Central) y la Palentina (se desarrolla en la Región del Pisuerga-Carrión, y está constituida por una alternancia de niveles carbonáticos, generalmente calizas nodulosas y pizarras; los restos de faunas pelágicas son mucho más abundantes, reflejando un ambiente de sedimentación más tranquilo, algo más profundo, y más alejado de las influencias terrígenas, es decir, distal). Dominio Astur-leonés

El límite entre el Silúrico y el Devónico se sitúa dentro de las Fms Furada y San Pedro, cuyas partes altas contienen los primeros fósiles del Lockoviense. Ambas formaciones se encuentran recubiertas por unas sucesiones de rocas carbonáticas, denominadas Grupo de Rañeces en la vertiente norte, y Grupo de la Vid en la rama sur. � Grupo de Rañeces o Grupo de la Vid: Calizas, margas y dolomías depositadas en

ambientes perimareales que adquieren un carácter detrítico y son menos fosilíferas hacia los sectores más orientales de la región, es decir, hacia la Unidad del Áramo. La sedimentación de ambos grupos corresponde a una rampa carbonatada homoclinal, con ambientes que fluctúan desde llanuras de mareas, barras bioclásticas y rampas externas. Son del Lockoviense-Emsiense.

� Moniello o Santa Lucía: Sedimentos de ambiente sublitoral, principalmente calizas arcillosas y calizas con crinoides, siendo frecuentes hacia la parte media, los tramos biostronómicos y los episodios arrecifales, que desaparecen hacia el Este. Son del Emsiense-Eifeliense.

� Areniscas de Naranco y Pizarras de Huergas: Tras la deposición de Moniello-Santa Lucía, cambian las condiciones de sedimentación, pues sobre ellas se encuentran tramos con mucha mayor influencia terrígena. En la rama norte, sobre las Calizas de Moniello, yace la Fm Naranco, constituida por areniscas, a menudo ferruginosas, entre las que se encuentran algunos tramos de pizarras o de calizas arenosas, siempre de ambiente marino muy somero o transicional. Su equivalente en la rama sur, es la Fm Huergas, constituida por pizarras negras euxínicas y de aspecto noduloso que contienen algunos bancos de areniscas y abundante fauna tanto pelágica como bentónica. Pertenecen a la parte superior del Eifeliense y parte inferior del Givetiense.

� Calizas de Candas o de Portilla: Por encima de las unidades anteriores, se produce un retorno a la sedimentación carbonatada. Muy fosilíferas, siendo frecuentes los


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niveles de carácter arrecifal, con corales rugosos y estromatopóridos. Son del Givetiense.

� Fm Piñeres-Fm Nocedo: Carácter terrígeno: areniscas, areniscas calcáreas y ferruginosas, limonitas y pizarras, depositadas en ambientes de plataforma somera, de facies sublitoral y de llanura mareal. Contienen abundantes restos de braquiópodos y crinoideos, y ocasionalmente, algún tramo arrecifal de poca potencia. En su parte baja ha sido citada la presencia de conodontos del Frasniense, considerándose frecuente su parte superior como perteneciente al Fameniense, aunque la falta de fósiles no permite precisarlo. En algunas localidades de las áreas más occidentales y meridionales de la vertiente leonesa, sobre la Fm Nocedo se encuentra la Fm Fueyo, constituida por pizarras negras nodulosas, areniscas y algunos niveles de conglomerados silíceos, que contienen braquiópodos del Frasniense, en su parte inferior y del Fameniense Inferior, en su parte alta. A finales del Devónico, la Zona Cantábrica se vio afectada por un ligero hundimiento, que permitió la transgresión y programación de una unidad clástica sobre unidades más antiguas; esta transgresión depositó una capa de poca potencia de sedimentos detríticos, fundamentalmente areniscas y microconglomerados silíceos definida como Fm Ermita. Esta unidad se sitúa en el Fameniense, aunque localmente puede alcanzar el Carbonífero.

� Fm Baleas y Fm Candamo: Calizas bioclásticas y arenosas con conodontos pertenecientes al Carbonífero. Tanto la Fm Ermita, como Baleas-Candamo, se disponen en discordancia cartográfica sobre diferentes unidades del Paleozoico, sustratos que son más modernos hacia el Antiforme de Narcea, mientras que en la Cuenca Carbonífera Central y en las unidades de Ponga y de los Picos de Europa, se dispone sobre el Ordovícico, e incluso sobre el Cámbrico. La Fm Ermita ha sido interpretada como depositada en ambientes litorales y de plataforma muy somera en los sectores próximos al antiforme, que evolucionan a facies de llanura aluvial en los sectores orientales de la Zona Cantábrica. Las Fms Candomo-Baleas se interpretan como depósitos marinos de facies condensada.

Dominio Palentino En la Región del Pisuerga-Carrión, la sucesión devónica presenta notables diferencias en sus facies, con la descrita para la Región de Pliegues y Mantos, conociéndose como Facies Palentina. Estas diferencias, de carácter estratigráfico, no sólo se encuentran en la serie devónica, sino que también aparecen en la sucesión carbonífera. Este distinto carácter de las sucesiones, junto con la mayor complejidad estructural que presenta esta región, se ha interpretado como debida a la distinta posición que ocupaba durante el Paleozoico Superior la Región del Pisuerga-Carrión, en relación con las otras regiones. Para unos autores, esta región debe considerarse como unidad alóctona, mientras que para otros, las diferencias son debidas a un acortamiento estructural que ha provocado solapamientos de gran escala, aproximando regiones cuya posición paleogeográfica original era muy distante, y a su vez, ha eliminado sectores intermedios entre ellas. Independientemente de la interpretación, todos los autores están de acuerdo en que esta región está estructurada en mantos de corrimiento. Las diferencias estratigráficas entre la sucesión devónica de facies asturleonesa y la de facies palentina son muy evidentes a partir del Emsiense. La facies Palentina presenta facies más profundas, de tipo pelágico o hemipelágico, calizas nodulosas, margas, pizarras y areniscas. Estos materiales se depositaron en un medio con un carácter anóxico más o menos acusado, pero poco apto para el desarrollo de faunas bentónicas. La sucesión devónica de facies plaentina, también ha sido dividida en varias formaciones.


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Secuencia sinorogéncia Los sedimentos del Carbonífero están mucho mejor representados en la Zona Cantábrica que los pertenecientes al Devónico, encontrándose sedimentos carboníferos en todas las regiones. Durante el Carbonífero, la Zona Cantábrica dejó de comportarse como un margen pasivo y se transformó en una cuenca de antepaís, situada delante del Orógeno Hercínico, cuyo frente ya había cruzado y deformado la Zona Asturoccidental-Leonesa y fue avanzando progresivamente hacia el E y SE, deformando las sucesiones carboníferas preorogénicas y su estrato. La coexistencia de la actividad tectónica con una etapa de sedimentación muy activa, determina que la sucesión carbonífera sea más compleja que las preorogénicas infrayacentes, presentando cambios bruscos de potencias y de facies, tanto en la vertical como en la horizontal. La contemporaneidad de la actividad tectónica también se refelja en la granulometría irregula y cambiante de la cuenca, así como en su compartimentación en sectores de características distintas, a medida que la deformación iba avanzando hacia el núcleo del Arco Astúrico. El carácter arqueado que debía tener el orógeno, acentuó aún más la complejidad del modelo de relleno. En líneas generales, las sucesiones carboníferas están formadas por sedimentos siliciclásticos y en menor medida, por carbonatos. La sedimentación se realizó en ambientes muy diversos, desde marinos profundos a costeros y continentales. Su extensión geográfica debió ser mucho mayor que la actual, al haber sufrido un importante acortamiento por efecto de la tectónica hercínica. La variabilidad de las sucesiones, junto con la intensa deformación hercínica y posteriormente (aunque en menor medida) la deformación alpina, dificultan la correlación detallada de las sucesiones. Por otra parte, la coexistencia tanto en la horizontal como en la vertical, de depósitos marinos que pasan a costeros y a continentales, dificulta la correlación y obliga a utilizar dos escalas cronoestratigráficas: una basada en las distintas especies de flora que se utilizará para las facies continentales, y otra con especies marinas para las sucesiones con estas facies. Las sucesiones carboníferas se encuentran generalmente disconformes sobre el Devónico Superior, a excepción de la Unidad del Pisuerga-Carrión, en donde parece existir continuidad. A pesar de la continuidad que, en general, presentan las sucesiones del Carbonífero en la Zona Cantábrica, se han descrito varias discontinuidades de extensión regional, debidas a fases de deformación de primer orden; Estas discontinuidades han permitido separar varias secuencias de orden mayor, que se relacionan con el emplazamiento de las grandes unidades alóctonas. Sucesión Inferior (Tournaisiense-Viseense) Presenta características bastante uniformes en toda la zona, y está constituida por series condensadas de poco espesor, pero con una gran continuidad lateral. Se han definido tres unidades: Fm Baleas, Fm Vegamián y Fm Alba. La Fm Vegamián está formada por pizarras negras con nódulos de fosfatos y sílex, con fósiles del Torunaisiense Medio y Superior. Sobre ella se dispone la Fm Alba, también conocida como la Caliza griotte carbonífera, formada por calizas nodulosas rojas, con frecuentes restos de organismos bentónicos y pelágicos del Viseense. Sucesión Intermedia (Namuriense-Westfaliense D) A excepción de la primera unidad, el resto presentan fuertes variaciones de facies, tanto en la horizontal como en la vertical, mostrando el inicio de las condiciones sinorogénicas. Por esta razón, la descripción de las sucesiones se realiza independientemente para cada región:


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� Región de Pliegues y Mantos: En la Unidad de Somiedo-Correcilla se encuentra sobre la Fm Alba, un potente conjunto turbidítico de areniscas y lutitas, con esporádicas intercalaciones de calizas del Namuriense Inferior, que ha sido definida como Fm Olleros. El carácter turbidítico de esta sucesión muestra que las primeras deformaciones hercínicas alcanzaron este sector a principios del Namuriense, no encontrándose sobre ella, sedimentos de edad posterior. En el resto de la región, la primera unidad de la sucesión intermedia, es Fm Barcaliente, formada por calizas oscuras y fétidas, con pocos fósiles y de edad Serpukhoviense, que se interpreta como de ambiente marino somero y restringido. En la Unidad de La Sobia Bodón y en la del Áramo, a la Fm Barcaliente, le sucede una potente sucesión de calizas de tonos claros, muy fosilífera y que ha sido definida como Fm Valdeteja; es de edad Bashkiriense, aunque su techo es diacrónico. El conjunto formado por la Fm Valdeteja y la Fm Barcaliente, se conoce tradicionalmente como Caliza de Montaña (carácter que imprimen esos sedimentos a la orografía asturiana). Hacia la parte alta de la Fm Valdeteja, se encuentra mediante un cambio de facies, una sucesión principalmente siliciclástica, constituida por lutitas y areniscas, que lateralmente la sustituye y que hacia su parte superior acaba fosilizándola; es la Fm San Emiliano, que presenta intervalos turbidíticos que pasan verticalmente a sucesiones de lutitas y areniscas, con algunas intercalaciones de calizas y esporádicas capas de carbón, y finalmente evoluciona a una alternancia de capas detríticas sin calizas con frecuentes capas de carbón. El carácter turbidítico de esta unidad muestra el inicio de la deformación en este sector y su evolución vertical refleja el progresivo relleno de la cuenca turbidítica hasta ambientes de plataforma, tanto terrígena como carbonatada y finalmente ambientes deltaicos, es decir, nos muestra su somerización.

� Cuenca Carbonífera Central: En esta región, sobre la Fm Barcaliente, yace una potente sucesión de facies parálica, cuyo techo se sitúa en el Westfaliense D. La sucesión está constituida por tramos siliciclásticos, de areniscas y lutitas, que alternan con tramos carbonáticos. Se distinguen dos grandes unidades: el Grupo de Lena (inferior, productivo entre calizas; Va del Namuriense Superior al Westfaliense C o D; alternancia de lutitas y areniscas con abundantes niveles calcáreos y escasa capas de carbón) y el Grupo de Sama (superior, productivo entre pizarras; unidad más terrígena; escasos niveles calcáreos, pero con abundantes capas de carbón). De modo análogo a lo que ocurre en la Fm San Emiliano, la sucesión de la Cuenca Carbonífera Central constituye una gran secuencia de somerización, que refleja el relleno de una cuenca antepaís y la progresiva migración con el tiempo de los ambientes más someros hacia el Este de la cuenca.

� Unidad de Ponga: Presenta menor potencia y unas facies más distales. Sobre la Fm Barcaliente, se dispone una sucesión de poco espesor de lutitas rojas con foraminíferos y conodontos del Bashkiriense, denominada Fm Ricabiello, equivalente lateral de las Fms Valdeteja y Fresnedo. La sucesión que yace sobre ella, definida como Fm Beleño, forma también una gran secuencia de somerización; se inicia con areniscas turbidíticas que evolucionan hacia el techo a ambientes someros o transicionales representados por pizarras con delgadas intercalaciones de areniscas, calizas y capas de carbón. Sobre ella, se dispone la Fm Escalada, formada por calizas masivas o estratificadas, de edad Moscoviense Inferior, pero que hacia los sectores orientales su edad es progresivamente más reciente, alcanzando el Moscoviense Superior. La sucesión termina con la Fm Fito, potente alternancia de lutitas y areniscas con intercalaciones de calizas y capas de


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carbón, de ambientes marinos someros o deltaicos en los sectores occidentales y marinas algo más profundas en los sectores orientales.

� Unidad de los Picos de Europa: La sucesión en esta región, difiere notablemente de las anteriores, no observándose la progresiva somerización, y apareciendo sólo algún episodio de turbiditas en su parte más alta. Aquí, la Fm Valdeteja se encuentra en una sucesión de calizas bien estratificadas con algunas intercalaciones en su parte inferior de pizarras y cherts, que pasan hacia la parte alta a calizas masivas que pueden contener localmente un episodio turbidítico de areniscas y lutitas. Esta sucesión, del Moscoviense, es la Fm Picos de Europa.

Sucesión Superior (Westfaliense D Superio – Estefaniense) Incluye dos tipos de depósitos: sucesiones sinorogénicas de cuenca antepaís, y sucesiones tardi y postorogénicas. Las distintas formaciones sinorogénicas y tardiorogénicas, van siendo de edad más reciente hacia el Este de la zona. Todas las unidades de la sucesión superior, tanto las sinorogénicas como las postorogénicas, tienen un carácter más local, y están geográficamente mucho más restringidas que las que forman la sucesión intermedia; Esto es debido a la compartimentación que sufre la cuenca por el avance de la orogenia. Las unidades sinorogénicas presentan características muy variables, pero en general están constituidas por depósitos marinos siliciclásticos que evolucionan en la vertical a facies terrígenas continentales, que contienen niveles carbonosos de poco espesor. Los depósitos tardiorogénicos yacen siempre mediante una fuerte discordancia sobre sustratos de edad variable, fosilizando las principales estructuras hercínicas, aunque también se encuentran afectados por estructuras posteriores tardihercínicas y/o alpinas. Las sucesiones tardiorogénicas se encuentran en el Manto del Esla (extremo oriental de la Región de Pliegues y Mantos) y también en la Unidad de Ponga. Las unidades claramente postorogénicas suelen ser de edad Estefaniense B, es decir, más reciente que las anteriores, y se localizan en afloramientos aislados que tradicionalmente se han denominado como cuencas carboníferas. Estas cuencas deben representar retazos no erosionados de cuentas intramontañosas de mayores dimensiones, en las que la sedimentación es siempre de carácter continental, aluvial o lacustre, y que pueden contener capas explotables de hulla. Estas cuencas se encuentras dispersas en diversas localidades de la Región de Pliegues y Mantos, Antiforme del Narcea, y sobre la zona Asturoccidental-Leonesa. El Carbonífero en la Unidad del Pisuerga-Carrión Como ocurre en el Devónico, la sucesión carbonífera presenta características bastante diferentes a las del resto de la Zona Cantábrica. El Carbonífero Inferior presenta aún características comparables a las del resto de la Zona Cantábrica, facies carbonáticas depositadas con una tasa de sedimentación relativamente baja, reflejando unas condiciones preorogénicas. A partir del Namuriense se inician las condiciones sinorogénicas, condiciones que persistirán ininterrumpidamente hasta el Estefaniense A. Tradicionalmente, las sucesiones estratigráficas de esta región han sido agrupadas en varios grupos separados por discordancias y/o unidades conglomeráticas de continuidad lateral limitada. Estos grupos se interpretan como cuñas clásticas relacionadas con el emplazamiento de las unidades alóctonas. El paso del Devónico al Carbonífero es continuo y se realiza dentro de una unidad de pizarras y marcas conocida como Fm Vidrieros, que contiene en su parte alta, conodontos del Tournaisiense. Por encima de esta unidad, se reconocen la Fm Vegamián y Fm Alba, con características similares a las descritas anteriormente. Sobre la Fm Alba, se encuentra el Grupo de Prioro, una sucesiones de sedimentos siliciclásticos de facies muy diversas, aluviales, fluviales, mareales, marinos someros o profundos y turbidíticos; Sus litologías también


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son muy heterogéneas y los cambios de facies son muy frecuentes tanto en la vertical como en la horizontal: lutitas, arenas, niveles conglomeráticos, turbiditas y niveles de olistolitos carbonáticos. Todas las sucesiones muestran una migración con el tiempo de Sur a Norte. El Grupo de Prioro presenta en su techo una discordancia de orden mayor denominada Discordancia Palentina o Discordancia de Curavacas, de edad pre-Westfaliense B. Por encima de esta discordancia, está el Grupo de Pando, cuyo techo queda definido por otra discordancia de orden mayor, llamada Discordancia Leónica (Westfaliense D Superior - Cantabriense). La base del Grupo de Pando está formado por un potente conglomerado cuarcítico denominado Conglomerado de Curavacas, del Westfaliense A Superior; Hacia el techo, y también lateralmente, el conglomerado cambia gradualmente a una serie arenoso-pelítica con intercalaciones lenticulares de calizas. En general el litosoma conglomerático se adelgaza hacia el Norte y Oeste a medida que su base pasa de ser discordante a disconforme y sus facies de fluviales a deltaicas y a lóbulos turbidíticos de pendiente submarina. Esta distribución de facies y de potencias, permiten suponer la existencia de un área fuente situada al Sur o Sureste de la región. Por encima de la Discordancia Leónica, encontramos el Grupo de Cea, con numerosas sucesiones distribuidas en diferentes puntos de la Unidad del Pisuerga-Carrión; Tiene características muy variables según los sectores, pero en general se presentan como potentes cuñas sinorogéncias, que forman una secuencia de somerización predominantemente lutítica, que incluye desde brechas carbonáticas y grandes olistolitos de rocas carbonáticas, hasta depósitos marinos someros y, ocasionalmente aluviales con capas de carbón en su parte superior. Estos depósitos claramente sinorogénicos, se relacionan con el emplazamiento de las unidades más orientales de la Cuenca Carbonífera Central, del Manto de Ponga y del Pisuerga-Carrión. En el techo del Grupo de Cea se encuentra otra discordancia de orden mayor, la Discordancia Astúrica. Encima de esta discordancia, se localizan varias unidades, también de extensión local y de edad Estefaniense B, que se agrupan con la denominación de Grupo de Remoña.

ESTRUCTURA El límite de la Zona Cantábrica con la Zuna Asturoccidental-leonesa se sitúa en el Antiforme del Narcea, formado por una sucesión de pelitas y grauwacas del Precámbrico. Esta sucesión está afectada por varios cabalgamientos de orden mayor, desarrolados durante la Orogenia Hercínica, responsables del apilamiento antiformal y del acortamiento que presenta la sucesión. Dicho acortamiento permite explicar las diferencias entre ambos flancos. A partir de un cabalgamiento situado en su parte central (de la Espina), y hacia el Oeste, los materiales precámbricos y paleozoicos comienzan a estar afectados por deformaciones internas y metamorfismo. La estructura de la Cantábrica, muestra los rasgos típicos de las zonas externas de una cordillera de plegamiento; Las deformaciones tuvieron lugar en niveles superficiales, originándose una estructura de tipo epidérmico sin desarrollo de esquistosidad ni metamorfismo. La estructura que presenta actualmente, es el resultado del desarrollo de numerosas unidades cabalgantes que se dirigieron hacia el núcleo del Arco Astúrico; El sistema general de cabalgamientos, al igual que la sucesión preorogénica, forma una cuña que se adelgaza hacia el Este. El nivel principal de dewspegue se localiza cerca de la base de los niveles de calizas o dolomías de la Fm Láncara del Cámbrico Inferior-Medio.


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Se distinguen dos sistemas principales de cabalgamientos: el primero en las unidades occidentales y meridionales (Somiedo-Correcilla, La Sobia-Bodón, Áramo, Esla y Valsurbio), y constituyen en conjunto un sistema mayor de cabalgamientos hacia el antepaís (en secuencia foreward); la CCC y la Unidad del Ponga tienen un nivel de despegue más profundo, y forman otro sistema mayor, desarrollado posteriormente, por debajo del anterior, y es el que originó los cabalgamientos fuera de secuencia. El emplazamiento de los Picos de Europa representa un cambio mayor en la dirección de movimiento de los mantos, y tuvo importantes implicaciones en el desarrollo del Arco Astúrico. La Unidad del Pisuerga-Carrión se sitúa en el núcleo del arco y ha sido afectada por el emplazamiento de las unidades que le rodean, por lo que presenta una historia de deformación complicada; Las principales unidades que se trasladaron, fueron Somiedo-Correcilla, Esla y Valsurbio, y lo hicieron en el Westfaliense B-C, posteriormente, lo hicieron la CCC y Ponga, y la última unidad, Picos de Europa, en el Kasimoviense-Gzeliense. Se reconocen además, dos sistemas de pliegues, que según su trazado en relación con el Arco Astúrico, han sido denominados “longitudinal” y “radial”; los primeros presentan un trazado más o menos paralelo al de los frentes de cabalgamiento, mientras que los radiales son aproximadamente perpendiculares a dichos frentes. En las últimas etapas de la deformación hercínica, tuvo lugar un acortamiento en dirección N-S, que comprimió los pliegues que se había formado con anterioridad, en relación con los cabalgamientos. Durante esta etapa se produjo el desplazamiento hacia el Sur de la Unidad de los Picos de Europa. Todos los mantos muestran una convergencia hacia el núcleo del Arco Astúrico. No obstante, el levantamiento que presenta actualmente la cordillera, se realizó durante la Orogenia Alpina.


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INTRODUCCIÓN Y DOMINIOS Ocupa una franja de unos 100 km de anchura, que se extiende desde el Mar Cantábrico hasta la Cuenca del Duero, describiendo el Arco Astúrico. Al Este de esta franja, se encuentran unos afloramientos más reducidos de rocas pertenecientes a esta zona, que son los que forman los núcleos hercínicos de la Sierra de la Demanda y de la Cordillera Ibérica. El límite entre la Cantábrica y la Asturoccidental-Leonesa se sitúa en el cabalgamiento de la Espina. El límite con la Centroibérica es también un límite estructural, la Falla de Viveiro, que se prolonga por los ejes del Sil y de Truchas. La Zona Asturoccidental-Leonesa representa la zona de transición entre los sectores externos (Zona Cantábrica), y los más internos (Zona Centroibérica) del Macizo Ibérico. El Paleozoico Inferior está muy completo; la sucesión presenta un desarrollo excepcional durante el Cámbrico Superior y Ordovícico Inferior. El Paleozoico Superior está muy mal representado. La estructura hercínica de esta zona, presenta las características propias de un nivel estructural más profundo que el que afecta a los materiales de la Zona Cantábrica; siempre hay presencia de deformaciones internas y de metamorfismo regional, cuyo grado aumenta progresivamente hacia el Oeste. En los sectores más occidentales de esta zona, comienza a ser frecuente la presencia de granitoides hercínicos. La estructura, es principalmente de plegamiento, con pliegues vergentes hacia el Este, incluyendo grandes pliegues acostados afectados posteriormente por el desarrollo de numerosos cabalgamientos. Domino del Navia – Alto Sil Constituye el sector más oriental de la zona. Está limitado al Este por el Antiforme del Narcea, y al Oeste por el Cabalgamiento de los Oscos, que forman el frente del Manto de Mondoñedo. Se dan los mayores espesores en la sucesión paleozoica (Cámbrico Superior y Ordovícico Inferior y Medio, presentan un desarrollo excepcional). Desde el punto de vista estructural, esta región constituye el autóctono relativo del mano de Mondoñedo, situándose por debajo de él a partir del Cabalgamiento Basal del Manto de Mondoñedo, y volviendo a aflorar al Oeste del Domo de Lugo (en las ventanas tectónicas de Gistral y de Monte Carballosa). Dominio del Manto de Mondoñedo Menor potencia en el Cámbrico Superior y Ordovícico Inferior. Frecuentemente, el Ordovícico Medio o Superior están incompletos o pueden faltar, apoyándose el Silúrico en contacto discordante sobre ellos o sobre el Ordovícico Inferior. El límite oriental de este dominio, están en el frente del Cabalgamiento de los Oscos, y su límite occidental en la falla de Viveiro. Dominio de la Sierra del Caurel – Truchas Hacia el sur del dominio anterior, la sucesión paleozoica presenta algunas diferencias que justifican individualizar un nuevo dominio. El Cámbrico se presenta muy reducido, llegando incluso a estar ausente; El Silúrico está discordante sobre el Ordovícico Medio o Inferior; excepcionalmente en el núcleo del Sinclinal de la Sierra del Caurel, materiales devónicos, que han quedado preservados de la erosión. Este


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dominio constituye el flanco normal del Anticlinorio de Sarria y del Sinclinal de la Sierra del Caurel.

ESTRATIGRAFÍA El sustrato de la sucesión paleozoica está formado por esquistos del Precámbrico, denominados Serie o Pizarras de Villalba. Estos materiales representan la prolongación occidental de las Pizarras del Narcea, y afloran en gran extensión en el núcleo del Manto de Mondoñedo; La parte superior está constituida por pizarras con finas intercalaciones de areniscas y una parte inferior, en la que los niveles de areniscas son más frecuentes y contiene además niveles concordantes de rocas volcánicas y volcanoclásticas. La sucesión paleozoica consiste en una potente secuencia de rocas preorogénicas en la que están representados la totalidad del cámbrico, Ordovícico, Silúrico y en determinados sectores, algunos niveles basales del Devónico. El registro estratigráfico queda interrumpido en el Devónico y no se reanuda hasta el Carbonífeo superior (Estefaniense), representado por depósitos postorogénicos discordantes sobre la sucesión preorogénica. La sucesión paleozoica más completa, es la que se encuentra en el Dominio del Navia-Alto Sil, donde la sucesión paleozoica preorogénica incluye materiales del Cámbrico hasta el Devónico inferior, individualizándose de muro a techo, las siguientes unidades: Grupo de Cándana Sucesión basal del Paleozoico que yace discordante sobre el sustrato precámbrico (Pizarras de Villalba); está constituida por materiales siliciclásticos, principalmente areniscas feldespáticas y pizarras, y frecuentemente niveles microconglomeráticos en su parte inferior. Facies marinas someras, aunque excepcionalmente se encuentran algunos tramos de facies continentales. Calizas de Vegadeo Tránsito gradual con la unidad anterior. Sucesión de calizas y dolomías de facies marinas someras a intermareales; no contienen fauna con valor estratigráfico, por lo que su edad se ha fijado a partir de la datación de las unidades suprayacentes e infrayacentes. Serie de Los Cabos Sucesión detrítica muy potente, constituida por una alternancia de areniscas y pizarras, que culmina con niveles de cuarcitas blancas de facies semejante a la Cuarcita Armoricana. Gran variedad de facies sedimentarias, pero siempre dentro de un ambiente marino somero. En su parte inferior, se encuentran numerosas especies de trilobites del Cámbrico Medio. La Serie de Los Cabos representa el equivalente occidental del conjunto formado por la Fm Oville y Fm Barrios de la Zona Cantábrica. Pizarras de Luarca Formación bastante homogénea de pizarras negras, ricas en pirita, que contiene tramos de hierro oolítico en su parte media, que han llegado a ser explotados (cerca de Ponferrada). La mayor parte de los fósiles, se encuentran en su parte inferior (graptolites, trilobites y equinodermos de Llanvirniense). En la parte superior, se han encontrado algunos fósiles del Llandeiló. La edad, es pues, Ordovícico Medio. Formación Agüeira

Tránsito gradual con la formación anterior. Se trata de una alternancia de pizarras negras, semejante a las anteriores, junto con limonitas y areniscas de grano fino, formando secuencias turbidíticas. Su edad corresponde al Ordovícico Superior.


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Silúrico Facies muy uniformes de pizarras negras, que localmente contienen intercalaciones de niveles de areniscas y cuarcitas, sobre todo en su parte alta. Contiene distintas especies de graptolites del Llandovery y del Prídoli. Devónico La sucesión preorogénica culmina con una sucesión de poca potencia, de pizarras, calizas y cuarcitas con fósiles del Devónico Inferior (Lockoviense-Praguiense). Los materiales devónicos están restringidos a pequeños afloramientos situados en el sinclinal del Caurel-Truchas, en el límite de la Zona Asturoccidental-Leonesa con la Zona Centroibérica. Carbonífero Sucesiones carboníferas postorogénicas situadas en varias cuencas con límites estructurales, que contienen sedimentos con flora del Stephaniense B-C. Discordantes sobre sustratos de distinta edad. Presentan facies molásicas, constituidas por secuencias de conglomerados, areniscas y lutitas entre los que se encuentra niveles de hulla o de antracita, que son explotados en algunos sectores. El afloramiento más importante se encuentra en la Cuenca del Bierzo.

EVOLUCIÓN PALEOGEOGRÁFICA La Zona Asturoccidental-Leonesa formaba parte del mismo margen continental

que la Zona Cantábrica, constituido por materiales lutíticos precámbricos, sobre los que se depositaron una potente secuencia preorogénica durante el Paleozoico inferior. Exceptuando las secuencias interpretadas como de medios de transición fluvio-marinos (continental, litoral y sublitoral) que aparecen en el Grupo de Cándana, el Paleozoico de la Zona Asturoccidental - leonesa esta formada por una sucesión de sedimentos plataforma con una gran heterogeneidad de facies, que varían entre ambientes intermareales y ambientes de plataforma marina abierta, incluyendo algunas secuencias de carácter turbidítico. Así las Calizas de Vegadeo presentan facies de llanuras intermareales o marinas muy someras y la Serie de Los Cabos de medios marinos someros de diferentes ambientes.

A partir del Ordovícico medio, la sedimentación refleja facies de plataforma distal con ambiente anóxico, situación que se mantiene hasta el depósito de las turbidítas de la Fm.Agüeira. Durante el Silúrico vuelven a reanudarse las condiciones de plataforma distal.

Los tres dominios que se individualizan en esta zona debían formar parte del mismo margen continental. Su proximidad paleogeográfica puede deducirse por la similitud que presentan las unidades litoestratigráficas que hay en ellos y también por la similitud que presenta el substrato precámbrico, de naturaleza pelítica en toda la zona.

Las diferencias de facies y de potencia que se observan entre ellos, se pueden interpretar como debidos a los efectos de una tectónica extensional, que actuó durante el Paleozoico inferior. Durante esta etapa, se desarrollaron en algunos sectores surcos subsidentes, como en el Dominio del Navia-Alto Sil, en donde se acumularon sedimentos siliciclásticos, que contienen algunas intercalaciones turbidíticas. El carácter local de estas zonas subsidentes determina una rápida disminución de la potencia de la sucesión hacia el E y hacia el W y SW.

La sucesión estratigráfica de la Zona Cantábrica difiere notablemente de la descrita para la Zona Asturoccidental-Leonesa, por presentar una serie preorogénica mucho más reducida, principalmente el intervalo que abarca desde el Cámbrico Medio


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al Ordovícico inferior, y también por la ausencia en la mayor parte de la Zona Cantábrica de Ordovícico medio y superior.

Por el contrario, el Devónico y el Carbonífero presentan un desarrollo excepcional, muy distinto del que se encuentra en la Zona Asturoccidental -leonesa.

La Zona Cantábrica y la Zona Asturoccidental-leonesa debían formar parte durante el Paleozoico inferior de una amplia cuenca situada en un margen continental pasivo, con su parte proximal situada al Este, como reflejan las sucesiones de esta edad en la Zona Cantábrica.

La existencia de rocas con afinidades oceánicas del Paleozoico inferior, que se incorporan en el extremo NO de la Zona Centroibérica durante la Orogenia Hercínica, permiten apoyar la hipótesis de la existencia de un océano, el Océano Rheico, situado al Oeste de estas zonas.

ESTRUCTURA Estructura de plegamiento como resultado del desarrollo de tres tipos de deformaciones que se superponen: pliegues con fuerte vergencia hacia el Este, cabalgamientos de envergadura variable junto con zonas de sisarla dúctil, y, pligues abiertos de plano axial subvertical; Todas, van acompañadas del desarrollo de deformaciones internas de tipo variable según los sectores. Los pliegues vergentes desarrollados durante la primera etapa, presentan una geometría que varía progresivamente de Oeste a Este: al Oeste, pliegues acostados, isoclinales o muy apretados; mientras que hacia el Este, el ángulo entre los flancos aumenta. Los cabalgamientos se desarrollan en el flanco inverso de los pligues, originando un transporte de los mismos hacia el Este. Este segundo tipo de estructuras se origina a continuación del cizallamiento horizontal iniciado durante la etapa anterior. El cabalgamiento más importante es el Cabalgamiento basal del Manto de Mondoñedo. Esta macroestructura alóctona generada en la etapa anterior ocupa aproximadamente la mitad de la Zona Asturoccidental-leonesa y lleva asociada una zona de deformación dúctil en la que se desarrollan milonitas y una foliación tectónica. Existen dos ventanas tectónicas, en Gistral y Monte Carballosa, que permiten observar los materiales del Cámbrico que forman el muro de esta macroestructura (Grupo Cándana del Dominio del Navia-Alto Sil). Los pliegues de la primera etapa presentan sus flancos deformados por pliegues abiertos con superficies axiales subverticales. Se consideran generadas en la tercera etapa de deformación. Con respecto a la edad de estas deformaciones, al encontrarse en esta zona la sucesión del Paleozoico superior muy reducida, hay que recurrir a la Sierra de la Demanda para datar la deformación hercínica. En la Sierra de la Demanda, que representa un afloramiento aislado de la Zona Asturoccidental-leonesa, se encuentra el Westfaliense B superior discordante sobre su sustrato deformado por la tercera fase de deformación descrita anteriormente. En la Zona Asturoccidental-leonesa los depósitos del Estefaniense B-C, son claramente de facies postorogénicas, no están afectados por las fases hercínicas y se encuentran limitados en cuencas originadas por fallas resultantes del rejuego de estructuras hercínicas anteriores. De acuerdo con estos datos se considera que las deformaciones en esta zona se habrían realizado entre el Viseense y el Westfaliense B, lo que representa una duración aproximada de unos 30 Ma.

La evolución estructural de la Zona Asturocidental-Leonesa se interpreta como inducida por zonas de cizalla subhorizontal de vergencia Este, que probablemente afectan al basamento. Se trata de una tectónica de piel gruesa (thick skinned) en la que el basamento se ve involucrado en la deformación, lo que origina un importante engrosamiento cortical. La evolución estructural de la Zona Asturoccidental-Leonesa


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contrasta con la vista en la Zona Cantábrica, que corresponde a un nivel estructural mucho más superficial y que se presenta como un típico cinturón de cabalgamientos de antepaís, caracterizado por una tectónica epidérmica.

METAMORFISMO Se dan tres maneras distintas: metamorfismo regional sinorogénico, de contacto, y metamorfismo hidrotermal. El metamorfismo regional, se caracteriza por una distribución en bandas paralelas a la dirección de las estructuras mayores. Es un metamorfismo plurifacial y polifásico, cuya intensidad aumenta gradualmente desde el Este hacia el Oeste, es decir hacia las partes más internas del orógeno y se pueden distinguir en él tres episodios. Un primer episodio de baja temperatura y presión intermedia, que se relaciona con el engrosamiento cortical que tiene lugar durante la etapa de colisión orogénica. Un segundo episodio de baja temperatura, pero con gradiente térmico mayor que el anterior y baja presión, relacionado con el emplazamiento de magmas graníticos en niveles relativamente superficiales de la corteza. Por ultimo se distingue un tercer episodio de tipo retrogrado, geográficamente mas localizado, que se desarrolla fundamentalmente en la base del Manto de Mondoñedo. Las isogradas se presentan deformadas por la tercera fase de plegamiento y los pliegues de la primera fase están cortados por las isogradas del primer episodio metamórfico. Esto permite considerar que el metamorfismo es posterior a la primera fase y anterior a la tercera.


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INTRODUCCIÓN Como características estratigráficas más significativas, tenemos el carácter transgresivo de la cuarcita del Ordovícico Inferior, el predominio de los afloramientos de los materiales preordovícicos y la relativa uniformidad de los materiales ordovícicos y silúricos. Desde el punto de vista estructural, destaca la presencia de largos sinformes con orientación NO-SE que cruzan la zona y desde el punto de vista petrológico, la abundancia de granitoides y la variedad del grado de metamorfismo que afecta a los materiales. El límite con la Zona Asturoccidental-Leonesa es la Falla de Viveiro, y cuando esta estructura desaparece hacia el Sur, el límite se prolonga por el eje de los sinclinales de Courel y Peñalba. El límite con Ossa-Morena es la Zona de Cizalla Badajoz-Córdoba. Se dan dos dominios: el de los Pliegues Acostados (al Norte), y el de los Pliegues Verticales (al Sur); Pero esta división ha ideo cayendo en desuso al observarse que en varios sectores de la zona no se cumple esta característica estructural; se tiende cada vez más a utilizar un criterio estructural; en el sector septentrional, las rocas del Ordovícico Inferior están constituidas por una formación de porfiroides y gneises glandulares conocida como Ollo de Sapo (Dominio del Ollo de Sapo); Mientras que en el sector meridional, las rocas infrayacentes al Ordovícico Inferior, forman una potente sucesión siliciclástica conocida como Complejo Esquisto-grauwáquico, recibiendo el dominio meridional este nombre.

DOMINIO OLLO DE SAPO

Secuencia preordovícica Las rocas preordovícicas están poco representadas en este dominio, puesto que

el Ollo de Sapo suele aflorar en el núcleo de anticlinales y antiformes, y solo cuando estas estructuras son lo suficientemente grandes, se pueden observar los materiales que ocupan posiciones mas profundas. Dos sectores en los que se encuentran buenos afloramientos de estos materiales profundos son, la región de Viana do Bolo, situada en el limite de las provincias de Orense y Zamora y en Hiendelancina, en la Sierra de Guadarrama. En Hiendelaencina, por debajo del Ollo de Sapo se encuentran cuarcitas feldespáticas y esquistos con rocas de silicatos cálcicos (Fm Cardeñosa), le siguen por debajo ortogneises intrusivos (Ortogneises Antoñita) y por último, en la parte más profunda del núcleo del Domo de Hiendelaencina, se observa una sucesión de esquistos, cuarcitas, mármoles y anfibolitas (Fm. Antón). El Ollo de Sapo Aflora en el núcleo del Anticlinorio del mismo nombre, que se extiende desde Barquero (en la costa Cantábrica) hasta Hiendelaencina (en el Sistema Central), y también afloran en el núcleo de los antiformes de El Cardoso, La Cañada y Miranda do Douro. Se trata de una formación porfiroide con cristales de cuarzo azules, de forma redondeada y con abundantes golfos de corrosión e inclusiones gaseosas; abundantes glándulas de feldespato potáisco, en fenocristales y megacristales de hábito euhedral, con maclas de Carlsbad; los fenocristales se encuentran dentro de una matriz completamente recristalizada, de grano fino y color gris oscuro.


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Entre el Ollo de sapo se intercalan capas delgadas de cuarcitas, pizarras y niveles félsicos de composición cuarzo feldespática. En las zonas de bajo grado metamórfico se han preservado las texturas originales, observándose que a los ortogneises glandulares les acompañan tobas de grano grueso, metarriolitas y una secuencia vulcanodetrítica. El control estratigráfico sitúa la edad del Ollo de Sapo entre el Ordovícico inferior y el Cámbrico inferior, pero las dataciones isotópicas obtenidas dan valores entre 468 y 488 ma, lo que permite, aunque con muchas controversias, asignarle una edad Arenig. Secuencia preorogénica (Ordovícico-Devónico)

Sobre la Fm.Ollo de Sapo se depositó una sucesión ordovícica similar a la Serie de Los Cabos de la Zona Asturoccidental-leones. Pero a diferencia de esta, tiene un desarrollo temporal mas corto, por esta razón no se utiliza la misma nomenclatura para las formaciones de esta sucesión y esto ha dado lugar a una variada nomenclatura litoestratigráfica.

En la Sierra de Guadarrama, sobre Ollo de Sapo (Fm. Hiendelaencina), se encuentra una alternancia de pizarras negras y cuarcitas con algunas intercalaciones de microconlomerados que contienen abundantes Cruzianas del Ordovícico Inferior, y ha sido definida como Fm. Constante.

El resto de la sucesión, incluy de muro a techo, una formación constituida por cuar5citas blancas de facies marinas someras y mareales, comparables con la Cuarcita Armoricana, y que ha sido definida como Fm Alto Rey. Le sucede la Fm Prádena, constituida por pizarras ampelíticas, con escasas intercalaciones de cuarcitas; esta unidad se correlaciona con las Pizarras de Luarca de la ZAOL.

El Ordovícico Superior está representado por la Fm Rodada, formada por una alternancia de pizarras y cuarcitas con algunos bancos calcáreos en su parte superior. Esta unidad es correlacionable con la Fm Agüeira de la ZAOL.

El Silúrico comienza mediante un nivel cuarcítico del Llanvirniense Inferior, y definido como Fm Santibáñez. Le siguen unas pizarras ampelíticas fosilíferas conocidas como Fm Cañamares, del Landovery-Ludlow Inferior-Medio. Sobre la anterior, se dispone una potente sucesión, la Fm. Alcolea, formada por unos 800 m. de pizarras que alternan con de areniscas que contienen fósiles del Ludlow superior y Gediniense inferior, finalizando la secuencia por la Fm. Cercadillo constituida por unos 700 m. de pizarras, areniscas y calizas con fósiles del Gediniense-Emsiense inferior.

En todo el Dominio del Ollo de Sapo, las características litológicas, sedimentológicas y faunísticas de la sucesión preorogénica (Ordovícico inferior a Devónico inferior), reflejan las características de unas facies marinas someras depositadas en una plataforma bastante estable. Las reconstrucciones paleogeográficas sitúan durante el Paleozoico inferior, al núcleo de lo que en el futuro será el Macizo Ibérico, en un sector del borde norte de Gondwana que se comportó como un margen pasivo. Secuencia sinorogénica Los sedimentos sinorogénicos están limitados a dos afloramientos de extensión reducida, situados a ambos lados del Antiforme del Ollo de Sao, en el sinforme de Alcañices y en el Sinforme del Sil. Se trata de secuencias formadas por una sucesión flyschoide de pizarras, cuarcitas y microconglomerados. En ella se encuentran clastos de rocas metamórficas, principalmente esquistos, cuarcitas y neises, con una o dos foliaciones tectónicas anteriores a las que presenta la matriz que los envuelve, criterio que permite asignarle el carácter de deposito sinorogénico. Algunas estructuras sedimentarias han permitido considerarlo como un deposito turbidítico y correlacionarlo con la facies Culm (facies sinorogénicas precoces de la Orogenia Hercínica); estas facies están constituidas por


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una sucesión siliciclástica pobre en fósiles y que refleja una sedimentación marina, poco profunda y próxima al continente, pues con frecuencia incluye niveles continentales o con mucha influencia continental, como restos vegetales y capas finas de carbón. En el Sinforme de Alcañices, estos depósitos se encuentran discordantes sobre el Silúrico y se conoce Serie de San Vitero. Se considera de edad Devónico superior (Frasniense) por su contenido en palinomorfos. En el Sinforme del Sil se han citado sedimentos parecidos, también discordantes sobre el Silúrico y con estructuras sedimentarias que prueban su carácter turbidítico y que han sido denominados como Serie de San Clodio. En base a criterios diversos se considera esta la formación de edad Namuriense inferior.

DOMINIO DEL COMPLEJO ESQUISTO-GRAUWÁQUICO

Secuencia anteordovícica Materiales que se extienden por Salamanca, Extremadura, Montes de Toledo y Alcudia, presentando cierta similitud en toda la Zona Centroibérica, y en general, todos los autores distinguen dos grandes unidades: � Unidad Inferior (Alcudiense Inferior): Monótona sucesión de lutitas, areniscas y

grauwacas, con algunas intercalaciones de conglomerados de cantos de cuarcita, gneises y granitos; hacia su parte superior, se encuentran también algunas capas vulcanoclásticas. Su límite inferior no se observa en ningún punto; se han citado en varios sectores microfósiles del Vendiense. Se trata de depósitos turbidíticos de abanicos submarinos, taludes y canales, aunque también se han encontrado depósitos con características de plataforma somera. Presentan una deformación muy intensa, como resultado de (mínimo) dos etapas de deformación, una durante el Proterozoico, y la otra durante la Orogenia Hercínica. La etapa de deformación ante-hercínica ha sido denominada como Fase Oretánica.

� Unidad Superior: Su límite con la Unidad Inferior, se sitúa con precisión en los sectores en que la Fase Oretánica ha sido más intensa, observándose entre ambas, una clara discordancia angular junto con un paleorrelieve desarrollado en el techo del Alcudiense Inferior. Se da gran variedad litológica; la parte inferior ha sido denominada Alcudiense Superior, y la parte alta, como Grupo de Pusa. El Alcudiense Superior está constituido por lutitas negras, conglomerados y areniscas, aunque en menor medida, también contine tramos de calizas, dlomías y niveles de megabrechas discontinuos, así como niveles de rocas volcánicas y volcanoclásticas; se da así, una compleja evolución espacial y temporal, produciéndose la sedimentación en diferentes ambientes paleogeográficos, desde depósitos turbidíticos de talud hasta ambientes de plataforma siliciclástica y carbonática, e incluso depósitos continentales; los fósiles escaso, permiten situarla en la parte alta del Vendiense. Discordante sobre el Alcudiense Superior, está el Grupo de Pusa, formado por una sucesión que se inicia por tramos de megabrechas y conglomerados de clastos de caliza, dolomías o poligénicos; La presencia de estos niveles de megabrechas en varios puntos, sobre una importante superficie erosiva, que llegan a descansar en algunos sectores directamente sobre la Unidad Inferior se ha interpretado como debidos a la discordancia Cadomiense; los estudios realizados actualmente no sugieren una discontinuidad tan importante y se interpretan como originados por episodios de inestabilidad tectónica asociados con actividad volcánica, que habrían desencadenado el colapso de la plataformas terrígenas carbonatadas y el desarrollo de grandes superficies erosivas con deslizamientos gravitacionales de masas que se habrían depositado en el talud; a los tramos de megabrechas les siguen niveles principalmente siliclásticos, limolitas y lutitas gris


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oscuras de facies marina, depositadas en condiciones anóxicas (Pizarras de Pusa) entre las que se intercalan niveles de areniscas o cuarcitas. La frecuencia de las intercalaciones de areniscas aumenta hacia el techo de la sucesión, hasta llegar a constituir una unidad homogénea de areniscas conocidas como “Areniscas de Azorejo” o “Areniscas de Tamames” que ya se consideran del Cámbrico inferior. El contenido paleontológico de las Pizarras de Pusa, esta formado por algas macroscópicas, espículas de esponjas y una gran variedad de icnofósiles que presentan rasgos vendienses y cámbricos, siendo su atribución a uno, u a otro, dudosa. Es pues muy probable que el límite entre el Vendiense y el Cámbrico se encuentre dentro de esta sucesión, pero su posición exacta no es posible situar por el momento. Las rocas más antiguas que afloran en el sector meridional, no se corresponden con el Complejo Esquisto-Grauwáquico, sino que constituyen una unidad conocida como Serie Negra, formada principalmente por esquistos oscuros, metagrauwacas y cuarcitas negras del Vendiense. Por el contrario, las unidades que yacen sobre la Serie Negra, presentan muchas similitudes y se correlacionan fácilmente con las de la Zona de Ossa-Morena.

Cámbrico Únicamente, en algunos sectores de la Zona Centroibérica, la sedimentación es continua durante el tránsito entre Vendiense Superior y Cámbrico. En dichos sectores, se observa en la parte alta de las sucesiones, un progresivo aumento en la abundancia y variedad de los icnofósiles, a la que sigue la aparición de los primeros trilobites del Cámbrico. Los primeros materiales datados del Cámbrico con seguridad son las Areniscas de Azorejo y las Areniscas de Tamames, situadas en continuidad con las Pizarras de Pusa y la Fm Aldeatejada respectivamente. En el Sinclinal de Tamanes, en continuidad sobre la Fm Aldeatejada, se encuentra la formación Areniscas de Tamames, constituida por areniscas de facies marinas someras, con caracteristicas de barras submaerales, que contienen icnofósiles característicos del Cámbrico inferior, pistas de reptación, perforaciones, señales de la actividad de artrópodos, etc. (Facies de Skolithos) Sobre las areniscas yacen concordantes las Calizas de Tamames, constituidas por unos 300-400 m de calizas y dolomías que se interpretan como depósitos mareales y que contienen los primeros trilobites que se encuentran del Cámbrico pertenecientes al g. Relidchia, lo que permite asegurar su edad como Cámbrico inferior. Sobre las calizas anteriores se encuentran las Pizarras de Endrinal, unos 150 m. de pizarras bandeadas con trilobites tambien del Cámbrico inferior. Por ultimo, en los Montes de Toledo y sobre una unidad correlacionable con las pizarras anteriores se encuentra la Arenisca de Los Cortijos formada por unos 50-60 m. de arcosas, cuarcitas y limolitas con trilobites del Cámbrico inferior, siendo esta la unidad más alta del Cámbrico que se ha encontrado en la Zona Centroibérica. Secuencia post-cámbrica El Paleozoico posterior al Cámbrico aflora en el núcleo de los largos sinclinales de dirección NO-SE que caracterizan la estructura de la Zona Centroibérica. � Conjunto Preorogénico: Constituido por varias formaciones detríticas de

ambientes de plataforma marina somera; sedimentación continua, con la excepción de dos hiatos en el Ordovícico Superior y en el Devónico Medio.

� Ordovícico Inferior: Se dispone en discordancia angular sobre distintas rocas infrayacentes del Cámbrico o del Proterozoico (Discordancia Toledánica); sobre esta discordancia, se encuentran los primeros niveles del Ordovícico, denominados como Formación de Base o Niveles púrpuras, y formados por conglomerados y areniscas de color rojizo o


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morado debido a la removilización de alteraciones edáficas del sustrato; la potencia de estos tramos es muy variable, pudiendo estar ausentes en algunos sectores, ya que representan el inicio de una sedimentación transgresiva sobre un paleorrelieve; no contienen fósiles y se les considera de la base del Arenig. La transgresión del Ordovícico se generalizó en toda la Zona Centroibérica en el Arenig Medio, momento en el que se depositan ortocuarcitas blancas con cruzianas y laminaciones curzadas, que destacan en la topografía por sus resaltes (por sus similitudes faciales, estos tramos son denominados Cuarcita Armoricana).

� Ordovícico Medio: En continuidad con la anterior, y de forma gradual, por un incremento de los niveles lutíticos, se pasa a una unidad lutítica y muy fosilífera conocida como Capas de Tristani (trilobites Neseuretus tristani); litofacies y biofacies con características muy uniformes en toda la Zona Centroibérica.

� Ordovícico Superior: Sedimentos bastante reducidos, gran heterogeneidad de facies, niveles conglomeráticos con fosfatos (interrupción sedimentaria), cuarcitas, pizarras e incluso algunos niveles discontinuos de calizas en su parte alta. La heterogeneidad de facies y las discontinuidades que presenta, reflejan la contemponareidad de su sedimentación con una etapa de inestabilidad que originó la compartimentación de la cuenca. Esta inestabilidad va acompañada de manifestaciones volcánicas en el sector de Almadén, El Centenillo y Monfragüe. En la parte alta de la sucesión ordovícica, se encuentra una importante discontinuidad que ha sido relacionada por varios autores con procesos erosivos de origen glacioeustático, responsable de que en algunos sectores falte parte o incluso la totalidad del Ordovícico superior. Por encima de esta discontinuidad, se da una unidad de lutitas negras y grauwacas que contienen pequeños cantos de cuarcita y arenisca de unidades más antiguas, junto con fragmentos de granitos y calizas. Estas facies de “pelitas con fragmentos” son correlacionables con la que aparecen en la misma posición estratigráfica en Bretaña, Normandía, Bohemia, Anti-Atlas, Argelia, ... y que han sido interpretadas como sedimentos glaciomarinos, relacionados con la glaciación que durante el Ordovícico superior afectó la parte central del continente de Gondwana.

� Silúrico: El inicio de la sedimentación en el Silúrico es compleja y sus características varían según los sectores; en general se inicia con un tramo de cuarcitas, al que sigue una sucesión de pizarras negras con graptolitos del Silúrico que alternan con niveles de areniscas.

� Devónico: Sobre la alternancia detrítica anterior, se encuentra un nivel de cuarcitas que en su parte superior contienen fósiles del Lochkoviense; le suceden secuencias heterogéneas de pizarras, que alternan con niveles finos de cuarcitas y con algunas intercalaciones de calizas lenticulares con fósiles del Praguiense y Emsiense. Entre estos niveles y la unidad siguiente existe una laguna estratigráfica que afecta a toda la Zona Centroibérica, conocida como Discontinuidad Mesodevónica, que abarca todo el Eifeliense y la mayor parte del Givetiense; Sobre la discontinuidad se dan alternancias irregulares de pizarras y cuarcitas o areniscas con fósiles del Givetiense terminal y Frasniense. En Almadén


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gran parte de estos niveles terrígenos frasnienses incluyen intercalaciones de brechas volcánicas, tuffs y lavas básicas con niveles vulcanodetríticos, con los que se relacionan las mineralizaciones de cinabrio.El Fameniense representa un cambio muy brusco en las condiciones de sedimentación y consiste en pizarras grises oscuras con nódulos y fósiles del Fameniense. Hacia su parte alta se encuentran algunos niveles de calizas y pizarras que contienen fósiles del Fameniense superior, Tournaisiense y del Viseense inferior y medio.

� Conjunto Sinorogénico: En la mayoría de los sinclinales hercínicos de la Zona Centroibérica, los sedimentos mas recientes que se han conservado en su núcleo son los del Frasniense. Sin embargo, en la parte más meridional, cerca del Batolito de Los Pedroches, en la Sierra de San Pedro, en el Sinclinal de Guadalmez y en el área de El Centenillo se encuentran sucesiones de edad mas reciente. El Carbonífero de estos sectores presenta caracteristicas muy distintas, tanto en las sucesiones como en relación con el sustrato. En La Sierra de San Pedro la sucesión carbonífera se encuentra en paraconformidad sobre el Frasniense. Esta constituida por una unidad vulcanodetrítica formada por tuffs y brechas de andesitas, a la que siguen una sucesión de pizarras y calizas fétidas del Viseense superior-Namuriense. En el Sinclinal de Guadalmez la sucesión se inicia por tramos de pizarras, calizas nodulosas y calizas fétidas a la que sigue un complejo detrítico de facies Culm, datado mediante flora como Tournaisiense superior-Viseense medio. Esta sucesión se encuentra sobre materiales de edad fameniense, existiendo por lo tanto una discontinuidad que abarca el Tournaisiense inferior y medio. En el sector del El Centenillo la sucesión recubre una disconformidad que puede llegar a alcanzar hasta el Silúrico. La sucesión tambien se presenta en facies Culm y esta formada por esquistos, grauwacas junto con lentejones de conglomerados intraformacionales, contiene flora del Viseense y probablemente del Namuriense Inferior.

� Conjunto Postorogénico: Facies límnicas intramontañosas, que han quedado preservadas de la erosión, en pequeñas cuencas limitadas por fallas o por bandas de cizalla originadas durante las ultimas etapas de la Orogenia Hercínica. Se encuentran subhorizontales y discordantes sobre su sustrato; están constiuidas por sedimentos de facies fluvio-lacustres, formadas por brechas, conglomerados y areniscas.

ESTRUCTURA

Deformaciones prehercínicas El Dominio Esquisto-grauwáquico fue afectado por deformaciones prehercínicas que originaron tres discordancias: La primera, afecta al Alcudiense Inferior; esta deformación fue previa a la deposición del Alcudiense Superior; originó un plegamiento y no fue acompañada de metamorfismo ni deformaciones penetrativas. Se identifica por la discordancia angular que existe entre el Alcudiense inferior y el superior, y también por la lineación de intersección entre la estratificación y el clivage hercínico, que se desarrolló en la sucesión alcudiense. Esta lineación se presenta fuertemente inclinada en los materiales del Alcudiense inferior y mucho menos en los materiales del superior. Una segunda deformación se ha citado entre el Alcudiense superior y el Grupo de Pusa (Gr. Valdelacasa). Sobre el Alcudiense superior se desarrolló una importante superficie erosiva sobre la que descansan según los sectores distintos tipos de depósitos, niveles de megabrechas, olitostromas, depósitos caóticos de composición carbonatada, siliciclásticas y vulcanoclástica que han recibido distintos nombres que forman los niveles basales del Pusiense. Esta discordancia ha sido interpretada como la


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discordancia Cadomiense. La tercera discordancia prehercínica es la discordancia situada en la base de la sucesión Ordovícica; carácter angular; el Ordovícico Inferior reposa sobre diferentes formaciones de la sucesión infrayacente y presenta cambios muy bruscos de potencia que reflejan el relleno de un paleorelieve o el de fosas y semifusas originadas por una tectónica extensional de edad preordovícica. Deformaciones hercínicas Los estudios más recientes han demostrado que los pliegues acostados no son exclusivos del primer dominio, ya que tanto el borde NE, como el sector más meridional del Dominio Esquisto-grauwáquico, en la denominada Unida Alóctona Meridional, fueron afectados por una intensa deformación tangencial que originó pliegues acostados. Se han reconocido tres deformaciones hercínicas: La primera fase originó en el Dominio del Ollo de sapo y en los sectores meridional y septentrional del Dominio Esquisto-grauwáquico, pliegues acostados de plano axial bastante inclinado, vergentes hacia el Este acompañados del desarrollo de una primera foliación; en los pliegues acostados del Dominio del Ollo de sapo, afloran gneises en el núcleo de los anticlinales y en los sinclinales, quedando pinzados los metasedimentos que forman la cobertera de los gneises; de esta primera etapa son algunas de las estructuras antiformales desarrolladas en el Antiforme del Ollo de sapo, en cuyo núcleo aflora la formación porfiroide. La segunda fase se desarrolló en continuidad con la anterior, es menos visible y de carácter más local, y originó cabalgamientos que cortan los pliegues acostados. Durante la tercera fase se formaron pliegues de plano axial bastante verticalizado (o retrovergentes en algunos sectores) y de dirección NO-SE, acompañados del desarrollo de estructuras penetrativas. Esta tercera fase, es como la primera de carácter más general, en todo el dominio, y originó pliegues con plano axial próximo a la vertical, de menor envergadura que los desarrollados durante la primera etapa; durante esta fase se repliegan y verticalizan las estructuras desarrolladas en las dos primeras fases; estos pliegues son las estructuras más visibles en la parte central del Dominio Esquisto-grauwáquico, en donde originan sinclinales estrechos de dirección NO-SE, en cuyo núcleo afloran las rocas del Ordovícico o de edad mas reciente, que alternan con amplios sinclinales o domos, en cuyos núcleos afloran las rocas del Complejo Esquisto-grauwáquico. La primera fase es posterior al Devónico Superior, la segunda es del Viseense Inferior (los cabalgamientos seguirían activos hasta el Viseense Superior, e incluso hasta el Namuriense Inferior), y la tercera fase es de finales del Naumuriense o Westfaliense Inferior.

INTRODUCCIÓN Ocupa el NO del Macizo Ibérico, siendo una zona alóctona que fue emplazada sobre los materiales de la Zona Centroibérica durante la Orogenia Hercínica. Presenta, actualmente una disposición discontinua debida a las numerosas intrusiones de rocas ígneas hercínicas. Su máxima extensión se sitúa en dirección longitudinal. Se distinguen dos dominios superpuestos bien diferenciados paleogeográfica y tectónicamente: el conjunto inferior (Dominio Esquistoso) y el conjunto superior (Dominio de los Complejos Alóctonos), separados por una importante superficie de traslación.


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DOMINIO ESQUISTOSO (PARAUTÓCTONO) Lámina de materiales de naturaleza alóctona, emplazada sobre las rocas del Paleozoico Inferior y Precámbrico del sector noroeste de la Zona Centroibérica. Su pertenencia al margen de Gondwana parece estar fuera de toda duda, ya que entre la Zona Centroibérica y la Zona de Galicia Tras-os-Montes, no se han encontrado ofiolitas. El límite inferior, fue un cabalgamiento de gran envergadura. La superficie basal de corrimiento puede observarse y cartografiarse con bastante detalle en la parte oriental de Galicia, en la región del Miño y de Tras-os-Montes. En la parte occidental de Galicia, los límites del parautóctono con los materiales autóctonos que forman la Zona Centroibérica son difíciles de precisar, debido a que todos los materiales están afectados por un metamorfismo hercínico de alto grado y también por la gran cantidad de rocas ígneas que existen en este sector. El Dominio Esquistoso está formado por una potente sucesión de metasedimentos siliciclásticos y rocas metavolcánicas procedentes de la parte más externa del margen continental de Gondwana; dentro de esta, se han reconocido dos unidades litoestratigráficas (siendo, los metasedimentos, en general, del Ordovícico): � Grupo de Nogueira: Forma la parte inferior del dominio, y su base se encuentra

siempre truncada por efecto de la traslación que forma el cabalgamiento basal de la Zona de GTM. Está formado por filitas negras y ampelitas oscuras con abundante materia carbonosa; frecuentes intercalaciones de niveles de liditas negras.

� Grupo de Paraño: Se sitúa a techo del anterior y está formado por una sucesión monótona de filitas, cuarzofilitas y grauwacas de colores verdes, anaranjados y ocres, en la que son frecuentes los cambios laterales de facies.

Estructura La deformación se realizó a lo largo de un proceso más o menos continuo durante la Orogenia Hercínica, y se han reconocido estructuras generadas en tres episodios principales. La deformación se dio en condiciones metamórficas correspondientes a las facies de los esquistos verdes, con excepción de las áreas cercanas a los granitoides intruídos durante la tercera fase de deformación, en donde el metamorfismo térmico llegó a alcanzar la zona de la sillimanita. La primera fase de deformación generó pliegues apretados y vergentes hacia el Este. La segunda, se relaciona con el emplazamiento de la lámina autóctona; entre las estructuras generadas, destaca el Cabalgamiento Basal del Dominio Esquistoso. La tercera fase de deformación, originó pliegues de todas las escalas. El emplazamiento de la lámina alóctona, considerado como contemporáneo con la segunda fase, se sitúa en torno a los 340 Ma y la formación de los pliegues de la tercera fase alrededor de los 310 Ma. El pico del metamorfismo regional se produce en la interfase entre la segunda y tercera etapa de deformación, mientras que el máximo térmico relacionado con las intrusiones de los granitoides tuvo lugar al inicios de la tercera fase de deformación.

DOMINIO DE LOS COMPLEJOS ALÓCTONOS � Complejo de Órdenes: Es el de mayor extensión. Está separado del Dominio

Esquistoso por un cabalgamiento basal (Cabalgamiento de Lalín-Forcaréi). Dentro del complejo, las distintas unidades que los constituyen, están separadas por cabalgamientos de distintas generaciones o por despegues extensionales.

� Complejo de Cabo Ortegal: Ocupa una posición más septentrional. Tiene forma semielíptica y un tamaño más reducido. Está separado del Dominio Esquistoso por un importante cabalgamiento; este cabalgamiento es de generación más reciente que


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el basal del Complejo de Órdenes, y pertenece a una serie de cabalgamientos fuera de secuencia; corta a otros más antiguos. Un rasgo muy importante de este complejo, es la presencia de un gran sinforme acostado.

� Unidad de Malpica-Tuy: Forma muy alargada, situada en el occidente de Galicia. También denominado Blastomilonic Graben, por su disposición hundida en relación con las rocas migmatíticas circundantes. El límite oriental de la unidad, es una zona de cizalla, interpretada como el cabalgamiento basal de la unidad sobre el Dominio Esquistoso. El limite occidental de la unidad es un desgarre dextro subvertical que lleva asociado un importante salto en la vertical y ha sido responsable del hundimiento de la unidad en una magnitud de varios miles de metros. Todo el conjunto de la unidad se encuentra plegado por un estrecho sinforme erguido.

Las unidades que forman el Dominio de los Complejos Alóctonos, pueden agruparse en tres conjuntos principales: unidades basales, ofiolíticas y superiores; las basales y las superiores tienen una constitución litológica comparable a las que muestran las cortezas continentales más frecuentes o a la de ciertos arcos-islas, incluyendo los ambientes de back-arc o de fore-arc. Las unidades ofiolíticas contienen asociaciones litológicas características de los dominios oceánicos en sentido amplio. Las unidades basales y las ofiolíticas presentan una evolución tectónica y térmica sencilla y de edad hercínica, mientras que las unidades superiores son polimetamórficas, y en ellas se han reconocido eventos tanto hercínicos como pre-hercínicos. Unidades basales Sucesiones de metasedimentos que alternan con ortogneises graníticos y metabasitas. Su espesor máximo se alcanza en la Unidad de Malpica-Tuy. La deformación que muestran los metasedimentos es muy variable; aunque dominan los términos fuertemente deformados, e incluso miloníticos, se encuentran tramos con escasa deformación. En unos tramos de niveles pelíticos, se han descrito palinomorfos que indican una edad mínima del Ordovícico Medio-Superior, y las dataciones en algunos ortogneises dan edades del Ordovícico Inferior y Medio. En algunas láminas de las unidades basales, como en las unidades de Santiago-Lalin y en la de Forcarei se ha observado como el metamorfismo inicial de alta presión, va aumentado de intensidad, tanto en presión como en temperatura hacia el Oeste, lo que se ha interpretado como debido a que la subducción se desarrolló hacia esta dirección. Esta subducción tuvo lugar bajo una cuña mantélica, que ha sido responsable de que algunas unidades basales reflejen un fuerte calentamiento. La secuencia de las deformaciones posteriores al episodio de subducción es bastante compleja. La exhumación de estas unidades fue bastante rápida, realizándose por combinación de cabalgamientos y denudación tectónica, a medida que progresaba la colisión y a medida que en la cuña orogénica se desarrollaban grandes despegues extensionales. Unidades ofiolíticas � Ofiolitas inferiores: Pertenecen a este grupo, la Unidad de Vila de Cruces y la de

Moeche. La de Vila de Cruces es la que tiene una mayor potencia y la que presenta una sucesión litológica más variada. Está formada por varias escamas imbricadas constituidas por esquistos verdes bastante deformados, con intercalaciones de metagabros, serpentinitas y ortogneises. La deformación de las ofiolitas inferiores es tan intensa que en la mayor parte de los afloramientos es casi imposible reconocer la naturaleza de los protolitos. Su formación tuvo lugar cerca de un área emergida. Las foiolitas fueron obducidas directamente sobre las unidades basales y los tipos metasedimentarios de ambas, presentan bastante similitud. Deben representar una corteza transicional que tuvo una intensa actividad volcánica básica


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y que se generó durante los primeros estadios de apertura de un dominio oceánico más o menos extenso. Son algo más antiguas que las superiores.

� Ofiolitas superiores: Ocupan una posición estructural más alta y se encuentran estructuralmente por debajo de las unidades superiores de las Ofiolitas Inferiores. Pertenecen a este grupo, las Unidades de Bazar, Careón y Purrido; las tres presentan una constitución petrológica análoga y pueden correlacionarse relativamente bien; la Unidad de Careón es la que presenta la secuencia ofiolítica mejor conservada. Esta formada por tres láminas diferentes superpuestas que reflejan una imbricación original, que de muro a techos son: la escama de Orosa, Careón y Vilouriz. La escama de Careón es la más completa y está constituida por unos 500 metros de rocas ultrabásicas muy serpentinizadas y unos 600 metros de metagabros; este conjunto se interpreta como una zona de transición corteza-manto de una litosfera oceánica. Son del Devónico Superior (consolidación de la ofiolita).

Unidades superiores Forman una potente sucesión de materiales situados estructuralmente sobre las Unidades ofiolíticas y en ellos, están registrados los sucesos tectónicos y metamórficos hercínicos y ante-hercínicos. En los niveles de paraneises de esta unidad ha quedado registrado un primer metamorfismo que se desarrolló entre el Cámbrico y el Ordovícico, y otro posterior del Devónico, ya dentro de la Orogenia Hercínica. Las Unidades superiores representan una sección de la cuña orogénica hercínica más antigua que se conserva en Galicia. Bajo esta cuña se acrecionaron las unidades ofiolíticas y posteriormente el resto de los terrenos situados por debajo de ellas. Las Unidades superiores suelen dividirse en dos conjuntos en función de su historia tectónica y térmica: Unidades superiores de alta presión y alta temperatura, situadas en la parte baja y Unidades Culminantes de presión media, situadas estructuralmente sobre las primeras. � Unidades superiores de alta P y alta T: Constituidas por una gran variedad de

litologías, rocas máficas, ultramáficas y metasedimentos, que muestran una estructuración compleja. Los términos litológicos más frecuentes son los paraneises migmatíticos, eclogitas, granulitas máficas, gabros, metaperidotitas y metapiroxenitas junto con sus productos de retrogradación, tales como anfibolitas, esquistos verdes, esquistos cloróticos y serpentinas. En el Complejo de Cabo Ortegal es donde se encuentra un conjunto de unidades de alta-P-alta-T de mayor potencia; dentro de esta potente sucesión se reconocen dos láminas o unidades diferentes separadas por un cabalgamiento, la Lámina o Unidad de Cedeira y la de La Capelada. En el muro se encuentra la Unidad de Cedeira que se apoya mediante un gran cabalgamiento sobre las ofiolitas superiores. Por encima de esta unidad y como ya hemos indicado mediante otro cabalgamiento, se encuentra la Unidad de La Capelada. Son del Ordovícico Inferior.

� Unidades culminantes de P media: Ocupan la posición estructural más alta y están formadas por una potente sucesión de metasedimentos de litología muy variada, junto con grandes macizos de metagabros y ortogneises graníticos.Estas unidades están poco representadas en Complejo de Cabo Ortegal, por el contrario en el Complejo de Ordenes presentan un gran desarrollo. En este último complejo se han diferenciado cuatro unidades, Monte Castelo, Corredoiras, O Pino y Betanzos, cuya potencia en conjunto puede superar los 10000 metros. Son del Ordovícico Inferior. La Unidad de Betanzos se interpreta como el relleno de una cuenca fore-arc o de back-arc.

Considerando en conjunto las de P alta y T alta junto con las de P media, podemos deducir que estas unidades forman una porción de cuña orogénica de varios


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miles de metros de espesor, donde el grado de metamorfismo se incrementa linealmente de arriba hacia abajo.


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INTRODUCCIÓN Forma parte de la denominada rama meridional del sector del Orógeno Hercínico que constituye el Macizo Ibérico. Es una pequeña unidad litosférica independiente que se adosó durante la Orogenia Hercínica con la Zona Centroibérica y con la Zona Surportuguesa, como así lo demuestra la presencia de rocas básicas con características oceánicas en los límites entre estas unidades. Está formada por una sucesión bastante completa de rocas que abarcan desde el Proterozoico superior al Carbonífero, junto con abundantes rocas magmáticas emplazadas en tres etapas, durante el Precámbrico, el Cámbrico-Ordovícico y el Carbonífero. Las estructuras más características que afectan a los materiales de la Zona de Ossa-Morena son los pliegues acostados vergentes hacia el SO, frecuentemente de gran envergadura y también los cabalgamientos dúctiles con movimiento del bloque superior hacia el SO.

PRECÁMBRICO Constituido por dos unidades con características muy distintas. En las partes más profundas de la zona, se puede observar una potente sucesión de rocas sedimentarias, de color gris oscuro o negro, conocida como Serie Negra, y encima, una sucesión (ausente en algunos sectores) de materiales vulcanodetríticos, conocida como Fm Malcocinado: � Serie Negra: Formada principalmente por esquistos oscuros y metagrauwacas, que

contiene hacia su parte media intercalaciones de cuarcitas negras y anfibolitas, y hacia su techo intercalaciones de rocas volcánicas. La edad de la Serie Negra no se conoce con exactitud, pero se considera como del Proterozoico superior, al situarse estratigraficamente por debajo de rocas del Cámbrico inferior datadas mediante fósiles.

� Fm Malcocinado: Entre la Serie Negra y la sucesión cámbrica. Se trata de una sucesión principalmente vulcanoclástica, compuesta por lavas y niveles interestratificados normalmente de naturaleza vulcanodetrítica, junto intercalaciones de filitas, grauwacas, arcosas y conglomerados poligénicos. Las rocas vulcanoclásticas son las más abundantes en la sucesión. Se da un magmatismo calco-alcalino, probablemente relacionado con un arco magmático, construido sobre un borde continental, situado sobre una zona de subducción cadomiense. La presencia de cantos de cuarcitas negras en los niveles conglomeráticos, que se supone procedentes de la Serie Negra, permiten considerar la existencia de un periodo erosivo entre ambas unidades. No se conoce con exactitud la edad, pero se atribuye al Vendiense.

PALEOZOICO. SUCESIÓN PREOROGÉNICA

Cámbrico Importantes variaciones de facies y de potencias, siendo contemporáneas con una importante actividad volcánica bimodal; se interpretan como una etapa tectónica de tipo extensional, que debió afectar a esta zona a principios del Paleozoico. Los afloramientos se considera que se depositaron varias cubetas tectosedimentarias. Normalmente, se observan tres litosomas bien diferenciados:


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� Facies terrígenas inferiores: Yacen sobre el Precámbrico mediante un contacto discordante. Están constituidas en su parte inferior por brechas, conglomerados y areniscas, que representan los sedimentos basales de la transgresión cámbrica. Hacia su parte alta pasan a una alternancia irregular de areniscas y pizarras muy bioturbadas, con huellas de desecación y abundantes icnofósiles. Medio de depósito somero, litoral o sublitoral, del Cámbrico Inferior.

� Facies carbonáticas intermedias: Concordantes sobre las facies terrígenas anteriores, aunque debido a su carácter extensivo, pueden disponerse directamente en contacto con el sustrato precámbrico. Están constituidas por una alternancia de sedimentos carbonáticos y pizarras lutíticas, con trilobites, arqueociatidos y braquiópodos que puede llegar a alcanzar los 900 metros. Presentan características faciales desde sublitorales de plataforma abierta, hasta facies más litorales de plataforma mixta siliciclástica-carbonática. Son del Cámbrico Inferior.

� Facies terrígenas superiores: Concordantes con las anteriores, y en tránsito gradual. Pizarras, areniscas y rocas volcánicas; en su parte inferior contienen fósiles del Cámbrico Inferior, y hacia su parte alta trilobites y braquiópodos del Cámbrico Medio y de la parte baja del Cámbrico Superior.

El registro volcánico es máximo en los dominios más subsidentes, y en ellos se han podido distinguir dos etapas principales de actividad ígnea: una etapa inicial, previa a la deposición de las facies carbonatadas, que sólo se desarrolló en las zonas nororientales y centrales, caracterizada por rocas ácidas calcoalcalinas, que está relacionada con procesos de migmatización en segmentos mesocorticales. Una segunda etapa, principal y mas reciente, formada por asociaciones cogenéticas de rocas acidas, intermedias y básicas, toleíticas a moderadamente alcalinas, originarias de una fuente astenosférica y otro conjunto de menos volumen, de rocas calcoalcalinas, originadas en la corteza inferior. Ambas etapas magmáticas fueron fuertemente diacrónicas. La inicial se desarrolló del Cordubiense a Marianiense. La segunda y principal lo hizo del Ovetiense al Ordovícico inferior, migrando de NE a SO, lo que sugiere que el proceso de rifting que afectó a Ossa-Morena se propagó en este sentido. Ordovícico-Silúrico-Devónico Inferior Diferencias entre los distintos dominios de la zona, e incluso, variaciones apreciables dentro de un mismo sector. Las sucesiones más completas están en la parte oriental, en dos estrechos sinclinales limitados por calizas del Cámbrico: sinclinales de Cerrón del Hornillo y del Valle. El contacto del Ordovícico con su sustrato es una discordancia angular y erosiva. La sucesión ordovícica está formada por pizarras y limonitas, junto con algunos tramos de areniscas con algunos niveles de hierros oolíticos (etapa de somerización). Continúa con niveles de calcarenitas y limonitas que hacia techo pasan a calizas con equinodermos, trilobites y conodontos del Ordovícico Superior. Los niveles del Ordovícico terminal, suelen registrar en muchos sectores una discontinuidad relacionada con el descenso eustático de la glaciación finiordovícica; Por encima, se encuentran los niveles equivalentes a las diamictitas de la ZCI, aunque aquí se presentan como niveles con dropstones y slumps intercalados entre los tramos de pizarras y limonitas. Las sucesiones silúricas, se caracterizan por el predominio de facies lutíticas (pizarras negras con graptolites), y por su carácter condensado. Los afloramientos más representativos se encuentran en los sinclinales del Valle y del Cerrón del Hornillo, en donde está representado por una sucesión monótona de pizarras negras, con dos intercalaciones calcáreas en su mitad superior: la primera intercalación carbonática corresponde a la poco potente Caliza de Orthoceras del Ludlow superior; la segunda se conoce como Caliza de Scyphocrinites, y es del Prídoli.


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El Devónico, se encuentra en continuidad con el Silúrico; el Lochkoviense está representado por facies de pizarras y limonitas con graptolites. Sobre estos materiales se apoyan diferentes unidades constituidas principalmente por pizarras y limolitas, con abundantes fósiles, braquiópodos, trilobites, bivalvos, corales, etc. del Praguiense y Emsiense. Por encima del Emsiense se encuentra como en la Zona Centroibérica la laguna mesodevónica, recubierta en paraconformidad por unos 60 metros de calizas, areniscas calcáreas y pizarras con fósiles de Fameniense. El registro sedimentario de la sucesión preorogénica, se presenta con características bastante diferentes a las de la Zona Centroibérica. En la Zona de Ossa-Morena, predominan durante el Silúrico y Devónico, las facies de ambientes más profundos y distales, con litofacies y biofacies que pueden correlacionarse con la magnafacies hercínica. Lo mismo podría decirse para el Ordovícico, en donde las facies someras, como las de la “Cuarcita armoricana”, que son las frecuentes en las otras zonas del Macizo Ibérico, aquí no se encuentran. Estos datos confirman que la yuxtaposición actual de la Zona de Ossa-Morena con la Zona Centroibérica, por medio de la Banda de Cizalla Badajoz- Córdoba, imbricó áreas mas externas o profundas (Zona de Ossa-Morena), con áreas que probablemente deberían estar emergidas (parte meridional de la Z. Centroibérica), cuya sucesión refleja una plataforma con un aumento de su profundidad hacia el N y NE.

PALEOZOICO. SUCESIÓN SINOROGÉNICA La sedimentación sinorogénica es esencialmente de facies marina y se desarrolló

durante un periodo distensivo situado entre dos episodios compresivos, el primero desarrollado hacia finales del Devónico o principios del Carbonífero y el segundo durante el carbonífero superior. La deformación compresiva de finales del Devónico tuvo gran repercusión en la Zona de Ossa-Morena, pero parece que no afectó a la Zona Surportuguesa ni a la Centroibérica. Así, la Zona de Ossa-Morena se presenta como una zona emergida o parcialmente emergida durante el Carbonífero inferior, mientras que las zonas adyacentes, Centroibérica y Surportuguesa, no emergieron y en ellas hubo una sedimentación más o menos continua durante este intervalo de tiempo. La sedimentación carbonífera quedó restringida fundamentalmente en dos cuencas marinas, una situada al sur , que ocuparía la parte meridional de la Zona de Ossa-Morena y toda la Zona Surportuguesa y otra situada al norte, que ocuparía la parte mas septentrional de Ossa-Morena y la parte meridional de la Zona Centroibérica.

Entre los afloramientos con posición más meridional, se encuentra el de Terena-Cala, en donde el Carbonífero aflora en el núcleo de la larga estructura sinformal situada al Norte de la banda metamórfica de Aracena. La sucesión carbonífera se encuentra discordante sobre un sustrato silúrico o del Devónico Inferior. La sucesión se inicia con niveles de microconglomerados poligénicos o de brechas, y por encima, se encuentra una sucesión de pizarras oscuras de color gris, que alternan con areniscas grauwáquicas y rocas volcánicas. Esta sucesión presenta parcialmente las características de una turbidita y se ha interpretado como una facies Culm. Contiene restos de equinodermos, briozoos y plantas y se consideran del Tournaisiense-Viseense (Carbonífero inferior). En el sector norte se encuentran afloramientos de Carbonífero sinorogénico en varios sectores: Santos de Maimona (sucesión siliciclástica, con niveles de calizas fosilíferas y rocas volcánicas; Tournaisiense-Namuriense), Berlanga (sucesión siliclástica, ocasionalmente con intercalaciones de volcánicas ácidas; Viseense), Benajarafe (sucesión siliciclástica; Viseense), y Valdeinfierno (única cuenca con sedimentación totalmente continental que ha quedado preservada de la erosión; base


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conglomerados y brechas, a la que sigue una sucesión siliciclástica exclusivamente de facies continental, con capas de hulla; Tournaisiense).

PALEOZOICO. SUCESIÓN POSTOROGÉNICA Sucesiones de facies continentales, discordantes sobre sustratos paleozoicos de diferentes edades. Facies lacustres y aluviales que contienen en algunos casos capas de hulla explotables (Cuenca de Peñarroya). Son del Westfaliense-Estefaniense.

ESTRUCTURA Superposición de varias etapas de deformación hercínicas, todas ellas acompañadas de un metamorfismo de bajo o muy bajo grado. La primera fase de deformación originó pliegues acostados, algunos de gran envergadura, vergentes hacia el SO, y con orientación NO-SE; la principal estructura de esta fase, es el Anticlinal de Olivenza, en cuyo núcleo afloran materiales pertenecientes a la Serie Negra; en el núcleo de los sinclinales originados en esta fase, afloran las rocas del Devónico Inferior. La edad de esta primera fase no se conoce con precisión, habiéndose iniciado probablemente durante el Devónico inferior. La segunda fase de deformación originó cabalgamientos que cortaron los pliegues acostados de la etapa anterior. La principal estructura de esta fase es el Cabalgamiento de Olivenza-Monesterio, cuyo trazado cruza la Zona de Ossa-Morena diagonalmente de NO-SE, escindiéndose en varias ramas, dando lugar a un sistema de cabalgamientos que desplazan varias veces el eje del Anticlinal de Olivenza. La tercera fase de deformación originó fallas normales de bajo ángulo, algunas de las cuales están en relación con la apertura de cuencas carboníferas. Esta etapa de fracturación puede integrarse dentro del regimen tectónico transtensivo que afectó a toda la Zona de Ossa-Morena durante el Carbonífero inferior y cuya estructura mas importante es el cizallamiento extensional oblicuo que se desarrolló en el contacto entre la Zona de Ossa-Morena y la Zona Centroibérica. Por último y durante el Westfaliense, las estructuras extensionales y compresivas desarrolladas en las etapas anteriores, fueron deformadas por pliegues de orientación NO-SE.

LA BANDA DE CIALLA BADAJOZ-CÓRDOBA Zona de límite o de contacto entre la Zona CI y la Zona de Ossa-Morena. Recientemente, se ha propuesto denominar esta banda como Unidad Central, debido a que las rocas que afloran a lo largo de este contacto, no está representadas ni al NE de la Zona CI ni al SO de la Zona de Ossa-Morena. Tiene una dirección NO-SE desde el Alto Alentejo en Portugal hasta las proximidades de Argallón (Córdoba). Estratigrafía Las rocas se encuentran fuertemente deformadas y metamorfizadas. Se dan metasedimentos, ortogneises y anfibolitas. En la parte inferior dominan los ortogneises y las anfibolitas, mientras que en la parte superior son más frecuentes los metasedimentos. Los metasedimentos son paragneises migmatíticos y micaesquistos con algunas intercalaciones de cuarcitas preordovícicas. Los ortogneises se presentan como intercalaciones en los sedimentos; son del Ordovícico Inferior. Las anfibolitas son de grano fino a medio, y de color verde oscuro; forman intercalaciones de espesor muy variable; pueden ser granatíferas o no. Se da un grupo con edades Cámbrico Medio-Superior y otro del Proterozoico Superior. Las anfibolitas paleozoicas presentan características geoquímicas que sugieren un ambiente con generación de corteza oceánica, que se relaciona con el proceso de


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oceanización ligado a la etapa de rifting con el que se inicia el Ciclo Hercínico en la zona. Estructura Los límites actuales de la Unidad Central son fracturas de primer orden que cortan su estructura interna. Al SO los límites se sitúan en las fallas de Azuaga y de Higuera de Llerena y al NE la Falla de Matachel. El origen de estas fracturas está en relación con la tercera fase de deformación citada anteriormente. La estructura que presenta la banda es principalmente el resultado de un intenso cizallamiento dúctil que generó una fábrica plano-linear en todas las rocas de la unidad. Tuvo dirección NO-SE y un buzamiento original hacia el NE. La evolución metamórfica de la Unidad Central registra un evento metamórfico inicial de alta presión-alta temperatura que queda registrado en las anfibolitas granatíferas en forma de una paragénesis de facies eclogíticas. Durante el Carbonífero Inferior-Medio, se desarrolla un metamorfismo de grado medio o bajo, que es simultáneo con el cizallamiento de la unidad. Tras el cizallamiento, la Unidad Central fue afectada como el resto de la zona por una fase compresiva, que desarrolló pliegues tardíos de dirección NO-SE y con buzamiento hacia el SO de las superficies axiales.

MODELO EVOLUTIVO DE LA ZONA DE OSSA-MORENA Durante parte del Paleozoico la Zona de Ossa-Morena constituía un fragmento continental, separado por alguna cuenca de tipo oceánico de la Zona Centroibérica (Gondwana) y también de la Zona Surportuguesa. Con el inicio del Paleozoico, se inicia una una etapa de inestabilidad, desarrollándose un proceso de rifting, que generaría eventualmente algo de corteza oceánica. Esta etapa de rifting origina fuerte subsidencia en algunos sectores, que se refleja en el desarrolló durante el Cámbrico de las cubetas con sedimentación detrítica acompañada de vulcanismo. Durante esta etapa de rifting, que probablemente continuo durante el Ordovícico intruirían numerosos granitoides, que afloran principalmente en la Unidad Central. En el Paleozoico Superior, el borde septentrional de Ossa-Morena se activó, iniciándose una aproximación y subducción de la corteza de Ossa-Morena bajo la Centroibérica. El final de la subducción oceánica daría lugar a una subducción continental, y finalmente a un proceso de colisión entre Ossa-Morena y Centroibérica; dicha colisión se inició en el Devónico, dando lugar a grandes pliegues acostados vergentes hacia el SO. Tras esta etapa de colisión, durante el Carbonífero Inferior se inicia un cambio radical en el régimen tectónico, pasándose a una situación extensional o transtensiva izquierda, durante la que se produjo un importante cizallamiento dúctil sinistral en la Unidad Central, que además probablemente favoreció su exhumación. Durante el Carbonífero medio-superior continuo la compresión en un contexto colisional más amplio, ya que se estaría produciendo una colisión continental en el otro límite de la Zona de Ossa-Morena, en su contacto con la Zona Surportuguesa. El resultado más importante de esta etapa serian los pliegues con plano axial verticalizado que se reconocen en toda la Zona de Ossa-Morena y que afectan a las estructuras anteriores. El final de la colisión originó un número importante de fallas de salto en dirección izquierdo, que constituyen la mayor parte de los límites cartográficos de la mayor parte de las unidades. Esta tectónica frágil se concentro preferentemente en los dos límites de la zona, modificando los contactos de sutura del Orógeno Hercínico en esta transversal.


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INTRODUCCIÓN Constituye la parte más meridional del Macizo Ibérico. Por el Norte, limita con la Zona de Ossa-Morena mediante un contacto tectónico complejo, en el que se encuentran elementos considerados como de procedencia oceánica, lo cual permite interpretar este contacto como una sutura del Orógeno Hercínico; Suele considerarse como una zona externa. La historia geológica de la Zona Surportuguesa queda limitada al Paleozoico superior, ya que en ella solo afloran rocas del Devónico medio-superior al Autuniense. Entre finales del Devónico y el Viseense medio la zona sufrió un periodo extensional, durante el que se formaron los grandes depósitos de sulfuros que caracterizan la denominada Faja Pirítica. A partir del Viseense superior, una deformación contractiva se propaga del NE hacia el SO, es decir desde el límite con Ossa-Morena hacia el Sur. Esta deformación va precedida por depósitos de turbiditas.

DOMINIOS Y UNIDADES

Complejo Ofiolítico de Beja-Acebuches Se sitúa a lo largo del límite entre la Surportuguesa y Ossa-Morena. Está formado por anfibolitas, metabasaltos, metadoleritas, metagabros y escasas rocas ultramáficas; se interpretan como una ofiolita. Los fragmentos ofiolíticos presentan características de MORB y deben provenir de un ámbito oceánico localizado entre las zonas Surportuguesa y de Ossa-Morena. Por el contrario, las imbricaciones eclogíticas deben corresponder al margen continental adelgazado de la Zona de Ossa-Morena, dada su asociación con rocas pelíticas y mármoles. La lamina ofiolítica de Beja-Acebuches debió obducir hacia el Norte, sobre la corteza continental de la Zona de Ossa-Morena,


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como se deduce por la posición de la ofiolita en la región de Beja; Sin embargo hacia el Este, en la región de Aracena, la lamina ofiolitica buza hacia el norte y rocas de Ossa-Morena se sitúan encima de ella. Dominio Pulo do Lobo Varias formaciones detríticas que forman una amplia y compleja estructura antiformal. La formación estructuralmente más baja, y que ocupa la posición central, es la Fm. Pulo do Lobo. Esta formación, está constituida por una sucesión de filitas, cuarcitas junto con algunos niveles volcánicos interestratificados. Todos la sucesión esta intensamente deformada y en su interior se encuentran basaltos de afinidad MORB. La Fm Pulo do Lobo se ha interpretado como el prisma de acreción de una subducción que fue activa durante el Devónico inferior y medio En una posición estratigráfica superior a la Fm Pulo do Lobo y en el flanco norte del antiforme, afloran varias formaciones terrígenas que se agrupan bajo el nombre de Grupo de Ferreira-Ficalho. En el flanco sur del antiforme y también superior a la Fm Pulo do Lobo, también se encuentran formaciones terrígenas que se han agrupado bajo el nombre de Grupo de Chança. Tanto el Grupo de Ferreira-Ficalho como el Gupo. de Chança están menos deformados que la Fm Pulo do Lobo y ambos grupos se han datado como del Devónico superior, mediante esporas y acritarcos. La edad de estas formaciones terrígenas permiten asignar a la F. Pulo do Lobo una edad anterior al Devónico Superior. Cinturón Pirítico Formado por rocas del Paleozoico superior (Devónico medio-Carbonífero superior), y en ellas han quedado registrados los acontecimientos de la Cuenca Surportuguesa desde una situación preorogénica hasta la etapa sinorogénica hercínica. La etapa preorogénica estuvo caracterizada por una sedimentación marina somera bastante homogénea en toda la cuenca. A continuación durante la fase orogénica temprana, la sedimentación estuvo controlada por eventos catastróficos, fundamentalmente procesos volcánicos, que se desarrollaron en una cuenca fragmentada y con un paisaje recién formado. La fase orogénica ulterior se caracterizó por el deposito de una potente secuencia turbidítica, que se desarrolló principalmente hacia en las áreas situadas al sur del cinturón. La Faja Pirítica esta formada principalmente por un armazón de pizarras negras con cantidades variables de materia orgánica, entre las que se intercalan rocas de diferente naturaleza, que permiten diferenciar dentro de la sucesión dos grandes unidades litoestratigráficas. En el muro se sitúa el Grupo de Pizarras y Cuarcitas y sobre él, y en continuidad estratigráfica, los Complejos Vulcanosedimentarios. � Grupo de Pizarras y Cuarcitas: De potencia desconocida, ya que el muro no es

visible. Las litofacies de este grupo son bastante uniformes en toda la zona y solamente se observa diferencias sectoriales en los últimos tramos. La mayor parte de la sucesión del Grupo de Pizarras y Cuarcitas esta formado por pizarras negras con intercalaciones centimétricas de areniscas cuarzosas. Estos materiales representan una sedimentación en un medio de plataforma marina somera de baja energía. Hacia el techo de la unidad, la proporción arena/lutita se invierte y los niveles de areniscas aumentan en numero y potencia, a la vez que aumenta progresivamente el tamaño de grano de los mismos, constituyendo en conjunto una secuencia granocreciente y estratocreciente, con pizarras como litología subordinada. Estos depósitos son interpretados como depósitos de barras litorales producidas por la acción del oleaje, a veces retocado por la acción de las mareas. La sucesión, refleja en su conjunto, un proceso de somerización de la cuenca, en respuesta a la regresión de finales del Devónico que ha sido definida en muchas áreas del hemisferio Norte.


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� Complejo Vulcanosedimentario: Concordante con el anterior; se presenta muy heterogéneo, con grades variaciones de facies y potencias. Se trata de una región con intensa actividad magmática y con una cuenca compartimentada con diferentes tasas de subsidencia y con aportes detríticos muy variables. El complejo está formado por tres episodios volcánicos ácidos y dos básicos, aunque estos últimos sólo se distinguen en la parte central del Cinturón Pirítico.

� Depósitos de sulfuros masivos: La composición mineralógica de los depósitos, es esencialmente pirita y, en menor medida, esfalerita, galena, calcopirita y tetraedrita, además de minerales menos comunes. Los depósitos responden a la morfología clásica de sulfuros exhalativos, con una parte superior masiva, de geometría tabular a lenticular, congruente con la estratificación y una parte inferior con mineralización diseminada. Las mineralizaciones se generaron en varios estadios, siempre relacionados con procesos hidrotermales episódicos, que evolucionaron en el tiempo con un aumento de la temperatura. Posteriormente las mineralizaciones fueron deformadas y removilizadas por procesos tectónicos. A escala regional los yacimientos se distribuyen en dos bandas: la banda septentrional se caracteriza por un predominio de las rocas volcánicas y un elevado número de depósitos minerales de pequeño a mediano tamaño; la banda sur se caracteriza por un predominio de las rocas sedimentarias y un número reducido de yacimientos de grandes dimensiones.

Grupo Culm Son todas las rocas sedimentarias posteriores a la etapa volcánica. Se incia con la Serie Pizarrosa Basal con goniatites del Viseense Superior. Esta unidad marca el final del vulcanismo en la Faja Pirítica, el reciclado de los productos volcánicos en un medio marino somero, la formación de surcos subsidentes según direcciones que coinciden con las grandes estructuras de deformación contractiva que se desarrollaran posteriormente, el inicio de la sedimentación pelágica en plataformas en rampa.

La facies del Grupo Culm es una facies turbidítica de pizarras, litarenitas y escasos conglomerados, de varios miles de metros de potencia. La secuencia turbidítica general presenta una tendencia grano y estratocreciente y aumenta de potencia en dirección Sur En la parte portuguesa, el Grupo Culm presenta mayor extensión que en la parte española y se le conoce como Flysch do Baixo Alentejo. En él se han reconocido tres unidades turbidíticas, denominadas como Fms Mértola, Mira y Brejeira. La distribución cartográfica de estas unidades y su edad progresivamente mas jóvenes hacia el SO (del Viseense superior al Westfaliense inferior), sugieren que la sedimentación turbidítica se propago en esta dirección.

ESTRUCTURA Cinturón De pliegues y cabalgamientos con vergencia general hacia el Sur o SO. El límite entre la Surportuguesa y Ossa-Morena, debió actuar durante la mayor parte del Devónico como un borde de subducción; Durante el Devónico terminal y principios del Carbonífero, sufrió un proceso de extensión, acompañado de un intenso magmatismo; este proceso extensional retraso la llegada de la convergencia hasta el Viseense. La deformación es más intensa en las proximidades del contacto con Ossa-Morena y se va moderando gradualmente hacia el Sur. En el límite septentrional de la zona, las anfibolitas de Beja-Acebuches cabalgan a rocas de Pulo do Lobo, mediante cizalla dúctil, con un movimiento de cabalgamiento oblicuo izquierdo (Viseense Inferior-Medio).

La zona presenta en conjunto una clara polaridad, tanto tectónica como paleogeográfica, pues se observa en ella una disminución de la intensidad de la deformación hacia el Sur (en coordenadas actuales), vergencia de los pliegues y


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desplazamiento de los cabalgamientos hacia el S o SO, edad de las deformaciones y de las unidades con facies flysch, progresivamente mas jóvenes hacia el Sur, y una disminución del grado de metamorfismo hacia el Sur, desde facies de esquistos verdes en los sectores septentrionales, hasta anquimetamorfismo en los más meridionales.

EVOLUCIÓN El límite entre la Surportuguesa y Ossa-Morena corresponde al cierre de un dominio oceánico, del que han quedado restos de ofiolitas y de un prisma de acreción (Dominio del Pulo do Lobo). Las ofiolitas debieron obducir sobre el margen de Ossa-Morena, al tiempo que la placa Surportuguesa subducía bajo ella y se desarrollaba el prisma de acreción.

Durante el Silúrico ya debía existir un dominio oceánico entre las zonas Surportuguesa y de Ossa-Morena. No sabemos con certeza cuando se inicio la subducción de este dominio oceánico, tal vez ya se inicio en el Silúrico, pero con mayor seguridad fue en el Devónico, al mismo tiempo que se registraba la colisión entre las zonas de Ossa-morena y Centroibérica. Si la evolución de este dominio hubiera seguido su curso normal, el dominio oceánico habría quedado prácticamente cerrado a finales del Devónico. Pero la colisión continental que normalmente habría seguido al cierre del océano, no se realizó. En su lugar, en aquel tiempo, se instaló de forma transitoria un régimen tectónico extensional, que causó la compartimentación de la cuenca y generó las rocas volcánicas y subvolcánicas, así como las rocas plutónicas que afloran en el extremo nororiental de la Zona Surportuguesa y en el borde meridional de la Zona de Ossa-Morena. Este escenario tectónico explica el elevado gradiente térmico registrado en la Zona Surportuguesa y es el marco que facilita la formación de los depósitos de sulfuros de la Franja Pirítica.

A partir del Viseense Medio, se registra en el límite entre las zonas Surportuguesa y Ossa-Morena, el inicio de una colisión; la deformación contractiva se desarrolla y se mantiene hasta finales del Carbonífero. partir del Viseense superior la deformación se propagó hacia el SO por toda la Zona Surportuguesa, precedida por la sedimentación del flysch del Grupo Culm. La deformación originó el sistema de pliegues y cabalgamientos que afectan a los sectores meridionales de la zona.

En el Westfaliense superior-Estefaniense se registran las últimas manifestaciones de la deformación hercínica, en forma de un sistema de fallas de salto en dirección.


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INTRODUCCIÓN Ocupa el S y SE de la Península Ibérica. Al N queda limitada por la Cuenca del Guadalquivir y por la Cordillera Ibérica, y sus límites meridionales coinciden con el litoral atlántico y el mediterráneo. La cordillera se prolonga con otros dominios alpinos, enlazando con las Islas Baleares bajo el Mediterráneo, y con la Cordillera del Rif, por debajo del Mar de Alborán. Las zonas externas Ocupan la posición más septentrional, aflorando al S y SE del Macizo Ibérico y del Valle del Guadalquivir, desde el golfo de Cádiz hasta aproximadamente el cabo de La Nao en Alicante. Representa el representa el prisma sedimentario que se deposito durante el Mesozoico y parte Terciario en el margen continental del Macizo Ibérico que se sumergía en el océano Tethys. Es decir, es una cobertera deformada y despegada de un zócalo hercínico que era la prolongación hacia el S del M. Ibérico.

La Zonas Externas se dividen en Prebético y Subbético, ambos formados por sucesiones sedimentarias del Triásico-Mioceno, intensamente deformadas, pero no afectadas por el metamorfismo alpino, ya que la deformación se realizó en niveles superficiales de la corteza. Difieren en sus características estratigráficas, principalmente en lo que concierne al Jurásico y Cretácico y también difieren en su estructura. El Prebélico sólo aflora al E de la localidad de Martos (Jaén), quedando recubierto al O de esta localidad por materiales pertenecientes al Subbético o a la Cuenca del Guadalquivir. En la mitad oriental de la cordillera, los materiales del Prebético se prolongan hacia el N a través de una cobertera autóctona de sedimentos mesozoicos y cenozoicos que no fue deformada durante la Orogenia Alpina. La potencia de esta cobertera disminuye progresivamente hacia el N y finaliza en el borde del Macizo Ibérico. Esta cobertera se conoce como Cobertera Tabular.

La Cuenca del Guadalquivir constituye la cuenca antepaís de las Cordilleras Béticas y se originó durante el Mioceno como consecuencia de la flexión que sufrió el borde del M. Ibérico debido a los esfuerzos del orógeno que estaba actuando.

El Subbético cabalga grandes sectores del S del Prebético y aflora entre el Prebético y las Zonas Internas. Las sucesiones sedimentarias del Subbético muestran facies más distales y contienen faunas más pelágicas que las del Prebético. Su estructura es mucho más compleja. La intensidad de la deformación fue tan intensa que en algunos sectores las unidades han perdido su coherencia y se presentan como masas caóticas brechificadas denominadas Complejos Caóticos Subbéticos. El Complejo del Campo de Gibraltar

Los afloramientos mas extensos de este complejo se encuentran en las provincias de Cádiz y Málaga, pero una banda muy tectonizada del mismo se puede seguir a lo largo del contacto de las Zonas Externas y la Zonas Internas hasta Murcia. Presentan caracteristicas de mayor profundidad que las unidades de las Zonas Externas, estando constituidas principalmente por arcillas, margas y turbiditas, principalmente siliclásticas. Por esta razón se considera que estas unidades tuvieron un origen más distal y se depositaron probablemente sobre una corteza oceánica que se formó durante el Mesozoico entre las Zonas Internas y las Externas y que posteriormente desapareció


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por subducción. Esta interpretación permite explicar la deformación tan intensa que afecta a las sucesiones de este complejo y su estructura caótica. Se suelen presentar en forma de bloques de diferentes tamaños y procedencias, rodeados de una formación de lutitas y arenas denominada Numidoide, de edad oligo-miocena y de textura escamosa, que refleja la intensa deformación tectónica que ha sufrido. Las Zonas Internas (Zona Bética s.s.)

Afloran al sur de las Zonas Externas, desde Estepona hasta la región de Cartagena. Constituye la zona mas deformada del orógeno y esta constituida por una pila antiformal de unidades superpuestas. En este apilamiento antiformal se han reconocido tres grandes complejos, denominados de muro a techo como Complejo Nevado-Filábride, Alpujárride y Maláguide. A diferencia de las unidades que forman las Zonas Externas y del Campo de Gibraltar, las unidades de esta zona están constituidas por un zócalo de materiales paleozoicos y/o precámbricos, junto con una cobertera con desarrollo estratigráfico muy variable, que incluye materiales del Triásico hasta incluso del Mioceno en algunos casos. Tanto los materiales del zócalo como de la cobertera, suelen presentarse afectados por un metamorfismo alpino polifásico y plurifacial de grado variable. Las duplicaciones y alternancias que presentan las sucesiones estratigráficas de estos complejos, muestran que se han originado mediante cabalgamientos, origen que, también se refelja en los saltos en el grado de metamorfismo. También algunas unidades del zócalo del Complejo Alpujárride, incorporan rocas de origen profundo, de la parte baja de la corteza o incluso del manto superior, como es el caso de los Macizos Peridotíticos que afloran en la Serranía de Ronda.

ZONAS INTERNAS

Complejo Nevado-Filábride Se dividen en Unidades Inferiores y Unidades Superiores. Las Unidades

inferiores se consideran de edad pre-pérmica, mientras que las superiores se las considera de edad permo-triásica y más modernas. La parte mas profunda del C. Nevado-Filábride esta formada por una potente sucesión de varios miles de metros de potencia formada principalmente por micaesquistos grafitosos de colores oscuros. Entre los micaesquistos se encuentran algunas intercalaciones de ortogneises riolíticos, mármoles oscuros con fósiles del Devónico Medio y cuarcitas (sobre todo en la parte superior). Se da un metamorfismo de P intermedia, desarrollado durante la Orogenia Alpina. Las unidades superiores suelen dividirse en sucesión inferior (micaesquistos grafitosos oscuros con intercalaciones de metagranitos y ortogneises graníticos y cuarcitas) y sucesión superior (mayor variabilidad litológica: en su base se encuentran metaconglomerados deformados que están bien expuestos en las Sierra de Baza y de los Filabres; por encima, esquistos albíticos de colores claros e intercalaciones de ortogneises de origen volcánico piroclástico; en la parte superior, intercalaciones de mármoles, conocidos como de Macael). Complejo Alpujárride Es el conjunto más extenso de los tres que forman las Cordilleras Béticas y aflora a lo largo de más de 400 Km. Ocupa una posición intermedia dentro del apilamiento de unidades que forman las Zonas Internas, superponiéndose al Complejo Nevadofilábride, mientras que por encima de él, se sitúan las unidades del Complejo Maláguide. La sucesión alpujárride tipo está constituida por tres conjuntos


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litoestratigráficos: las rocas del paquete inferior, se consideran del Paleozoico; las del paquete intermedio, de edad permo-triásica y las del paquete superior, del Triásico. Todas han sufrido un metamorfismo de grado variable; dentro de cada unidad, el metamorfismo aumenta hacia su base.

La sucesión inferior esta constituida por metapelitas con silimanita, de color gris oscuro, grafitosas, con intercalaciones de cuarcitas. Hacia arriba los esquistos pasan gradualmente a metapelitas de grado metamórfico mas bajo y de colores pardos. En el Alpujárride Superior del sector occidental es donde esta sucesión se presenta más potente y completa y reposa sobre un conjunto de rocas ultrabásicas conocidas como Peridotitas de Ronda (en cinco grandes macizos; forman el afloramiento más grande del mundo de rocas procedentes del manto; son principalmente lherzolitas, y como rocas secundarias, harzburgitas y rocas máficas; todos los macizos presentan una zonación petrológica). El paquete intermedio, está formada por metapelitas sin grafito, de colores claros, grises, verdosos o azulados; intercalaciones de cuarcitas, niveles de yesos y hacia su parte alta, tramos de calizas y dolomías metamorfizadas; metamorfismo de grado bajo. El paquete superior, está formado por calizas y dolomías frecuentemente marmorizadas; tránsito gradual con la unidad anterior; niveles discontinuos de rocas subvolcánicas básicas y de yesos que incluyen mineralizaciones importantes; restos fósiles abundantes de foraminíferos, algas dasycladeas, corales, conodontos, …; se dan dos ciclos sedimentarios. Las unidades del Complejo Alpujárride están separadas por contactos frágiles postmetamórficos que en muchos casos tienen un claro carácter extensional. Las duplicaciones estratigráficas y recurrencias metamórficas que sistemáticamente se observan, implican la existencia de una superposición tectónica previa a la disposición de unidades que actualmente se observa. Se dan dos etapas tectono-metamórficas alpinas; durante la primera se desarrolló un metamorfismo de alta P y T baja; La segunda etapa se realiza bajo condiciones de P mucho más bajas, pero con gradiente térmico mayor. Como resultado de la evolución tectónica y metamórfica principal, el Complejo Alpujárride quedó organizado en tres grandes conjuntos litológicos que tienden a denominarse Alpujárride Inferior, Intermedio y Superior. El Alpujárride Superior aflora extensamente en el sector occidental de la cordillera. Este manto raramente posee sucesiones de cobertera triásica y esta afectado por metamorfismo de grado medio y alto. El Alpujárride Intermedio aflora en toda la cordillera. Las unidades que lo forman están afectadas por condiciones metamórficas de grado medio o alto, y son las más completas del Complejo Alpujárride, ya que poseen un Paleozoico muy potente y un gran desarrollo de la sucesión de carbonatos triásicos, casi siempre transformados en mármoles. El Alpujárride Inferior solo aflora en el sector centro-oriental de la cordillera, sobre el Complejo Nevadofilábride, rodeando Sierra Nevada y la Sierra de los Filabres. Esta afectado por el metamorfismo alpino de mas bajo grado del Complejo Alpujárride. Presenta un gran desarrollo del Triásico medio, que contiene importantes mineralizaciones y en menor medida de Triásico superior. Complejo Maláguide Es el que ocupa la posición estructural más alta de las Zonas Internas; cabalga al Complejo Alpujárride y está todo afectado por el metamorfismo; se observa una zonación diagenético-metamórfica alpina completa. El Complejo Maláguide posee un zócalo paleozoico formado por sedimentos principalmente clásticos, de facies marina, afectados por la Orogenia Hercínica. En discordancia con el zócalo se encuentra una cobertera que abarca del Triásico al Mioceno Inferior. El Triásico suele estar bien desarrollado. La sucesión mesozoica postriásica es marina, poco potente y presenta numerosas lagunas estratigráficas. El Terciario, de facies muy variadas, desde


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continentales a turbidíticas, permite conocer la paleogeografía contemporánea con el metamorfismo y la deformación de las unidades estructuralmente mas profundas que forman los otros complejos. El zócalo del Complejo Maláguide esta constituido principalmente por un conjunto de pizarras y grauwacas, en gran parte de origen turbidítico pobre en fósiles, junto con niveles pelágicos silicios y calcáreos y tramos conglomeráticos; edades que van del Silúrico Inferior al Carbonífero Superior. La base del zócalo (Fm. Morales) está formada por una potente sucesión de pizarras y esquistos que alternan con niveles cuarzofeldespáticos. Continúa la sucesión con un nivel discontinuo de conglomerados de clastos principalmente de cuarcita, deformados por estiramiento, a los que sigue una sucesión de calizas que contiene los primeros fósiles encontrados, datados como del Silúrico inferior. La siguiente unidad esta formada por una sucesión de calizas y grauwacas, intensamente replegadas, que constituyen una facies tradicionalmente conocida como “calizas alabeadas” y que recientemente se ha definido como Fm. Santi Petri. Carece de fósiles, pero se considera del Devónico. Le sigue un tramo poco potente de liditas (radiolaritas) que ha sido datado como Tournaisiense y calizas micrítcas con conodontos del Viseense Superior. Estos tramos se han definido como Fm. Falcoña y representa una etapa de sedimentación pelágica muy profunda intercalada entre dos etapas turbidíticas, la correspondiente a la Fm. Santi Petri y la que se desarrolla a continuación. La Fm. Almogia es una megasecuencia turbidítica grano y estrato creciente de varios centenares de metros de potencia. Se trata de una facies sinorogénica, considerada como una facies Culm y que se encuentra en discordancia cartográfica sobre los niveles infrayacentes. Los niveles turbidítico están recubiertos mediante una discordancia erosiva por un conglomerado de cantos de granito, neises y calizas con fósiles marinos del Carbonífero superior. Esta unidad se conoce como Conglomerado de Marbella. Las características de este conglomerado muestran el desmantelamiento de sucesiones paleozoicas anteriores. El deposito del Conglomerado de Marbella se realizo en una cuenca turbidítica entre finales del Carbonífero inferior y principios del superior, antes de que finalizaran las ultimas deformaciones hercínicas.

La base de la cobertera esta constituida por niveles conglomeráticos, de facies aluviales junto con areniscas y limos rojo de facies fluviales. Hacia arriba la sucesión se hace mas arcillosa e incluye una intercalación dolomítica de facies marina somera y localmente niveles de yesos. Estos tramos basales no contienen fósiles y se consideran del Triásico medio. El Triásico superior esta formado por facies marinas litorales de areniscas amarillentas y arcillas, y finaliza con margas y calizas tableadas con silex propias de medios de plataforma externa. El Liásico se inicia con tramos dolomíticos a los que siguen tramos de calizas de plataforma; Pliensbachiense y Toarciense esta representado por facies pelágicas de margas con ammonoideos. El Jurasico medio y el superior están constituidos por calizas tableadas u oolítica y calizas nodulosas respectivamente, con abundantes ammonites. El Cretácico es siempre hemipelágico y de espesor reducido. Contiene frecuentes lagunas estratigráficas. El Terciario Maláguide esta constituido por dos grandes ciclos deposicionales limitados por discontinuidades. El ciclo inferior incluye del Paleoceno al Oligoceno inferior. Se inicia con depósitos continentales de afinidades garumnienses y le siguen depósitos marinos con alveolinas, nummulites y foraminíferos bentónicos. Finaliza este primer ciclo con formaciones siliclásticas y de conglomerados con clastos derivados de todos los tramos maláguides depositados con anterioridad, reflejando un levantamiento del área fuente. El segundo ciclo incluye los sedimentos del Oligoceno superior al Mioceno inferior (Aquitaniense), que se depositaron mientras finalizaba la deformación tectónica de los complejos mas profundos de las Zonas Internas. Sobre estos sedimentos se encuentra en discordancia


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los primeros sedimentos postorogénicos, conocidos como Grupo Viñuela y datados como del Burdigaliense.

ZONAS EXTERNAS Comprenden los materiales depositados en el margen Sudibérico, desde el

Triásico hasta el Mioceno superior. Los sedimentos que se depositaron en este margen son comparables a los que se depositaron durante estos mismos tiempos en los otros márgenes del Macizo Ibérico. Dominio Prebético Facies marinas de poca profundidad, con presencia de episodios continentales en determinadas etapas, e incluso intervalos de erosión. Estos sedimentos fueron deformados por la Orogenia alpina entre el Burdigaliense (Mioceno Inferior) y el Tortoniense (Mioceno Superior). Atendiendo a sus diferentes características geológicas, el Prebélico se divide en dos sectores: Externo e Interno. El Prebético Externo se diferencia del Interno por presentar el primero facies más someras. En la sucesión del Prebético externo existe una laguna estratigráfica que abarca el Jurasico terminal y gran parte del Cretácico inferior y tampoco contiene Paleógeno en facies marinas. La estructura del Prebético, aunque puede llegar a ser compleja, no presenta unidades alóctonas y en general esta constituida por escamas fuertemente imbricadas.

El Prebético Interno presenta las sucesiones mesozoicas y cenozoicas mucho mas completas que las del Prebético. Las facies son siempre más distales y las etapas regresivas que afectan al Prebético externo, aquí se detectan en las sucesiones por un incremento de las facies detríticas. La estructura del Prebético interno es en general más compleja y esta formada por grandes pliegues y cabalgamientos subordinados. Dominio Subbético Sucesiones del Triásico-Mioceno, pero siempre con facies de carácter mucho más distal y pelágico que las del Prebético. Rocas volcánicas frecuentes. Se diferencia el Intermedio, Subbético Externo, Medio y Interno-Penibético. El Intermedio se caracteriza por presentar potencias en las sucesiones del Jurásico superior y Cretácico inferior, muy superiores a las de los otros subdominios del Subbético. Durante el Malm se acumularon en este sector potentes sucesiones de turbidítas calcáreas, que se interpretan como depósitos de abanicos submarinos controlados por fallas y durante el Cretácico inferior turbidítas terrígenas.

El Subbético Externo y el Interno-Penibético presentan a partir del Jurasico medio con una sedimentación típica de los umbrales. Las facies más frecuentes en estos sectores son las calizas oolíticas y las calizas nodulosas rojizas con ammonoides, conocidas como “ammonítico rosso”, consideradas facies condensadas.

El Subbético Medio presenta una sedimentación típica de los surcos subsidentes, con predominio de los depósitos de margas, calizas margosas, calizas con sílex, radiolaritas y turbiditas calcáreas. Estructura Las principales estructuras de las Zonas Externas se formaron por la colisión oblicua del Dominio de Alborán (Zonas Internas) contra el Paleomargen Sudibérico. Esta colisión tuvo lugar del Burdigaliense superior (Mioceno Superior) al Tortoniense inferior (Mioceno Superior). La colisión cerró en primer lugar, el surco en donde se originaron los Flyschs Béticos, expulsó los sedimentos turbidíticos del surco y los empujó hacia el Margen Ibérico. Posteriormente y también como consecuencia de la


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colisión, la cobertura sedimentaria que se había depositado sobre dicho margen durante el Mesozoico y Cenozoico, fue despegada de su basamento, empujada y transportada, transformándose en el cinturón de pliegues y cabalgamientos que actualmente forma las Zonas externas. Las directrices del transporte tectónico tienen siempre una vergencia predominante hacia la parte externa del mismo. En general, el grado de deformación y aloctonía disminuye pregresivamente desde el Subbético al Prebético, en dirección al antepaís. El Prebético se presenta como una gran unidad cabalgante, en la que se distinguen dos conjuntos con distinto estilo estructural. El más externo, esta formado esencialmente por rocas Jurásicas, esta estructurado en escamas imbricadas, más tendidas hacia la cobertera Tabular y más verticalizadas hacia los sectores internos. El resto del Prebético esta constituido principalmente en superficie por potentes sucesiones de carbonatos del Cretácico, estructuradas en anticlinales y sinclinales tumbados, con orientación predominante OSO-ENE y con vergencia hacia NO. El Subbético cabalga al Prebético hacia el N-NO, mediante una superficie muy tendida. La deformación alpina del Subbético es mucho más intensa. La estructura caótica de los Complejos Caóticos se adquirió durante el Mioceno, por la acción combinada de deslizamientos debidos a fallas transcurrentes y al diapirismo. En algunos casos estos complejos forman sierras enteras, como es el caso de los grandes complejos situados en la parte oriental del Subbético, formados por sucesiones caóticas de materiales jurásicos, cretácicos y terciarios Al sur de la Cuenca del Guadalquivir, en el frente de las Zonas Externas, se localiza el Complejo Olitostrómico del Guadalquivir. Este complejo se diferencia de los Complejos Caóticos Subbéticos por su ubicación exclusiva en el valle del Guadalquivir, por estar formado por masas olitostrómicos procedentes del Subbético, deslizadas hacia el Norte y también por la presencia dentro de él, de materiales derivados del Complejo del Campo de Gibraltar. Este complejo se formó por el deslizamiento en masa de los terrenos que formaban el frente activo del orógeno hacia el surco subsidente, precursor del actual Valle del Guadalquivir. Terminada la colisión, a partir del Mioceno Superior, las etapas postorogénicas configuraron la morfología actual de la cordillera, y originaron las cuencas sedimentarias postorogénicas.

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