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2 Antonio M. Casas Sainz, profesor del Area de Geodinámica Interna del Departamento de Ciencias de la Tierra doy mi conformidad a la presentación del Trabajo de Fin de Master presentado por Marcos Marcén titulado GEOMETRÍA Y CINEMÁTICA DE LA FALLA DE RÍO GRÍO Zaragoza, 9 de Septiembre de 2014 Fdo: Antonio M. Casas Sainz 3 ÍNDICE RESUMEN 4 1. INTRODUCCIÓN 5 2. METODOLOGÍA 7 3. CONTEXTO GEOLÓGICO 9 4. RESULTADOS 15 5. INTERPRETACIÓN 46 6. DISCUSIÓN 51 7. CONCLUSIONES 54 8. BIBLIOGRAFÍA 55 ANEXOS: CARTOGRAFÍA 4 Resumen: La falla de Río Grío constituye uno de los principales accidentes que segmentan la Cordillera Ibérica. Presenta dirección NW-SE, y está caracterizado por la presencia de una zona de falla con rocas asociadas (harinas y brechas de falla), con un espesor de decenas de metros, que aflora espectacularmente en la zona comprendida entre Tobed y Codos (sobre todo en el paraje denominado Los Abuelos). En este trabajo se presenta el análisis a escala cartográfica, meso y microestructural de la zona de falla y de las unidades geológicas circundantes. A escala cartográfica se observa que la falla de Río Grío discurre próxima al cabalgamiento de Datos, la principal estructural Varisca de este sector de la Cordillera Ibérica. La cartografía detallada realizada muestra zona de falla de Río Grío está compuesta por lentículas hectométricas, que muestran una geometría anastomosada y fuerte buzamiento hacia el sur. La estructura interna de las lentículas muestra elementos Triásicos y Ordovícicos, con pliegues apretados, zonas brechificadas y foliación. Los sentidos de movimiento deducidos a escala meso (ejes de pliegues, estrías...) y microestructural (foliación, estructuras S/C) tienen fuerte componente inversa y direccional dextra, indicando una partición de la deformación entre las diferentes lentículas. El conjunto de la estructura se interpreta como el resultado de la reactivación, con una cizalla dominantemente dextra asociada a la compresión Cenozoica NNE-SSW a NE-SW en zonas de debilidad probablemente formadas durante la época tardihercínica. Abstract The Río Grío fault is one of the main structures that cut across the Iberian Chain (NE Spain). It shows a NW-SE strike, and shows a fault zone with associated fault rocks (fault gauge, fault breccia and, probably inherited, mylonites), with thickness of tens of meters. This fault rocks shows spectacular exposures in the Los Abuelos area, located between the villages of Tobed and Codos. In this work, I present the analysis at the map scale, mesoand micro-structural scale of the fault zone and surrounding areas. At the map scale, the Río Grío fault is nearly parallel to the Datos thrust, the main Variscan structure in this sector of the Ibeiran Chain. A detailed map of the fault zone shows that the Río Grío fault zone consists of several hectometre-scale anastomosing lenses strongly dipping to the South. The internal structure of these lenses shows Triassic and Ordovician fragments, with tight folds, brechified zones and widespread foliation. Displacement senses inferred from meso- (fold axis, striations...) and microstructures (foliation, S/C structures) show strong reverse, dip-slip and dextral, strike-lip components, indicating strain partitioning between the different lenses. The whole structure is interpreted as the result of the re-activation, with a dominant strike-slip shear associated with the NNE-SSW to NE-SW Cenozoic compression, in weakness areas probably formed during the Late-Variscan stage. 5 1 - INTRODUCCIÓN 1.1 Planteamiento El presente trabajo Fin de Máster se centra en el estudio morfológico y estructural de la Falla de Río, estructura relevante en la Cadena Ibérica, que condiciona la evolución tectónica del orógeno intracontinental. Su compleja actividad, con origen tardihercínico y actividad tanto en fases extensionales como compresivas del Ciclo Alpino, la convierten en una falla compleja de interpretar por la superposición de fases y estructuras, pero a la vez la convierten en interesante por esos mismos motivos. El origen de la Falla de Río Grío está en relación a una estructura de orden superior, como es la Falla de Datos, cabalgamiento plegado y verticalizado de actividad fundamentalmente varisca y tardi-hercínica, que estructura la zona NE de la Rama Aragonesa. La Falla de Datos supone, según varios autores (Liñán (1983), Oliveira et a.l. (1986) y Gozalo y Liñán (1988)), el contacto entre las zonas del Macizo Ibérico de la Zona Asturoccidental-Leonesa (bloque superior) y de la Zona Cantábrica (bloque inferior). Los antecedentes de análisis estructural de la zona de estudio, a la escala del presente Trabajo Fin de Máster, son muy limitados. En la Falla de Río Grío, Lahoz et al. (2009) realizan una breve descripción estructural de Los Abuelos, trazando las líneas maestras de los resultados de este trabajo presenta. A mayor escala, destacan los estudios de análisis estructural en las Unidades de Herrera (Tejero y Capote, 1987) y Badules (Vílchez, 1986; Tejero y Capote, 1987; Calvín-Ballester y Casas, 2014). En la zona de estudio, ajenos a estudios de análisis estructural, destacan los estudios sobre los yacimientos volcanoclásticos de Codos (Lago et al,. 2005) y mineralizaciones de baritina (Osácar, 1989; Pocoví, 1990). La zona de estudio se ha escogido en función a: 1) La buena exposición de la Falla de Río Grío en el espectacular afloramiento de Los Abuelos, a las afueras de la localidad de Tobed (Zaragoza), con estructuras reconocibles y presencia de abundantes rocas de falla (brechas y harinas) que permiten su estudio a escala de micro-estructuras. 2) La presencia de la Falla de Datos, permitiendo interpretar la relación entre ambas estructuras principales. 6 1.2 OBJETIVOS Los objetivos establecidos para este Trabajo Fin de Máster son: Caracterizar estructuralmente y cartografiar la zona de estudio, interpretando en la medida de lo posible la deformación asociada a la Falla de Datos. Caracterizar cinemática y morfológicamente la Falla de Río Grío, por medio del análisis estructural. Elaboración una cartografía geológica en detalle del afloramiento de Los Abuelos (Tobed). Caracterizar la deformación asociada a la actividad de la Falla de Río Grío a partir del estudio de rocas de falla (brechas y harinas de falla) en láminas delgadas. 7 2 - METODOLOGÍA El estudio se centra en dos métodos analíticos diferentes: 1) El análisis estructural de la Zona de Falla, haciendo especial hincapié en aquellas estructuras claramente indicativas de la cinemática. 2) Análisis de deformación y cinemática en láminas delgadas orientadas de rocas de falla. Se realiza una cartografía geológica a escala de toda la zona de campo, utilizando bases topográficas y ortofotos a escala 1:10.000, intentando cubrir las principales zonas de estudio: Unidad de Badules, Unidad de Herrera y Zona de Falla de Río Grío. La zona de campo, por el tipo de estudio, presenta unas dimensiones reducidas de unos 7x7km. Por otra parte, se cartografía a un nivel de detalle mucho mayor el afloramiento de Los Abuelos, mediante el uso de fotos aéreas obtenidas gracias a la utilización de un drone, permitiendo realizar cartografías con detalle de metro a metro si se consideraba necesario. El uso de estas imágenes permitió interpretar morfológica y estructuralmente el afloramiento de Los Abuelos. Sin atisbo de duda, herramienta vital en este trabajo. La adquisición de información estructural en la Falla de Río Grío se realiza casi en su totalidad en el afloramiento de Los Abuelos, ante la buena exposición de la zona de falla. No obstante, existen afloramientos en paralelo al Río Grío, en su margen izquierda, desde Tobed hasta prácticamente Codos, pero las condiciones de afloramiento no hacen viable la toma de datos en la mayor parte de ellos. El estudio en láminas delgadas se realiza a partir de 16 láminas delgadas, realizadas a partir de las muestras obtenidas en un trabajo previo del Grupo de Investigación Geotransfer sobre las aplicaciones de ASM y paleomagnetismo en rocas de falla. La utilización de este tipo de muestras presenta la gran ventaja de que la orientación de las láminas es relativamente más sencilla y precisa que en muestras de mano. Por otra parte, se ha intentado realizar secciones perpendiculares y paralelas a la dirección de la foliación tectónica, con el objetivo de discernir la contribución de diferentes movimientos (strike slip frente a dip slip) en la deformación registrada. Conviene aclarar la clasificación seguida en el análisis microestructural de las rocas de falla. Se ha tomado como ejemplo, entre la diversidad existente, la calcificación propuesta por Passchier y Trouwn (2005), la cual se resume en la siguiente tabla: 8 Rocas de falla frágiles No cohesivas Brecha incohesiva >30% de fragmentos angulosos en la matriz. Cataclasita incohesiva <30% de fragmentos angulosos en la matriz. Fault gouge Fragmentos aislados del encajante en la matriz, la cual puede mostrar foliación. Cohesivas Brecha cohesiva >30% de fragmentos angulosos en la matriz. Cataclasita cohesiva <30% de fragmentos angulosos en la matriz. Milonitas s.l. Cohesivas Protomilonita Matriz: 10 - 50%. Milonita s.e. Matriz: 50 - 90%. Ultramilonita Matriz: >90% Tabla 1. Clasifiación de rocas de falla. Fuente: Passchier y Trouw, 2005. Por último, conviene aclarar cierta terminología usada con frecuencia en la memoria y que puede llevar a la confusión del lector. El primer término es el de cuarcita, utilizada en el sentido de cuarcita sedimentaria o areniscas cuarcíticas, y no con el término asociado a roca metamórfica. Por otra parte, a lo largo del trabajo se nombran con frecuencia unos materiales de edad pérmica, cuando en realidad no tienen una correlación bien definida y podrían ser del Triásico inferior. Ante la duda, y por simplificar, se denominan como Pérmico. 9 3. CONTEXTO DEL ÁREA DE ESTUDIO 3.1 GEOGRÁFICO La zona de estudio correspondiente con la Falla de Río Grío se localiza en la Comarca de Calatayud, en el límite con la Comarca Campo de Cariñena, ambas de la provincia de Zaragoza. La zona comprende las hojas nº 410 y 438 (La Almunia de Dª Godina y Paniza, respectivamente) del Mapa Topográfico Nacional, escala 1:50.000. El estudio se ha realizado en el entorno de las localidades de Tobed y Codos, ambas situadas en el Valle de Río Grío, el cual separa las Sierras de Vicor, al W y Algairén, al E. 3.2 CONTEXTO GEOLÓGICO La Cadena Ibérica es un orógeno alpino intracratónico, ubicado en el sector centronoreste de la Península Ibérica, de dirección estructural preferente NW-SE y estructurada a raíz de la inversión tectónica de las cuencas mesozoicas durante la Orogenia Alpina. Está limitada por el Sistema Central hacia el W, por las Cordilleras Béticas hacia el S y por diversas cuencas cenozoicas, tales como la del Ebro (N-NE) o Tajo y Duero (al W). Hacia el E, las estructuras alpinas de la cadena entran en unión con las Cordilleras Costero-Catalanas. En su sector central, la cadena queda dividida en dos ramas principales: al SW la Rama Castellana y al NE la Rama Aragonesa, estando ambas separadas de nuevo por cuencas cenozoicas (Cuenca de Almazán). La zona de estudio se ubica en el margen NE la Rama Aragonesa, constituida por un alineamiento de dos grandes anticlinorios NW-SE generados en la deformación alpina. El núcleo de ambas estructuras (de la misma forma que ocurre en la Rama Castellana) está conformado por materiales precámbricos y paleozoicos. La relación del basamento paleozoico en la Cadena Ibérica, y en concreto de la Rama Aragonesa, con otras zonas del Macizo Ibérico está todavía por esclarecer. Lotze (1929) establece varias unidades estructurales en el Macizo Ibérico paleozoico. Para el N de la península, diferencia dos grandes unidades, la Zona Asturoccidental Leonesa (ZAOL) y la Zona Cantábrica (ZC), ambas separadas por el Antiforme de Narcea, pero no atribuye la Cadena Ibérica a ninguna de ambas. En este sentido, Julivert et al. (1974) proponen que los afloramientos paleozoicos de la Cadena Ibérica se corresponden con ZAOL, dejando indeterminado el contacto con ZC bajo la cobertera mesozoica-cenozoica. La ZC conformaría el extinto Macizo del Ebro y la Falla de Datos es considerada como una 16 Fig. 3. Mapa geológico de la zona de estudio. 17 Fig. 4 . Corte geológico de la zona estudiada, seccionando las Fallas de Datos y Río Grío. 18 Unidad de Herrera Se sitúa en el E de la zona de estudio, conformando la Sierra de Algairén, mostrando una estructura mucho más compleja que la observada en el bloque superior. Al igual que en la Unidad de Badules, las condiciones de afloramiento no son óptimas en la mayor parte de la zona, por lo que se debe buscar el corte del Puerto de CodosAguarón para obtener datos estructurales. En conjunto, la Sierra de Algairén muestra una geometría de anticlinorio, del cual se ha estudiado su flanco SW. En éste, destaca la presencia de pliegues y fallas, de direcciones paralelas a las trazas de las estructuras mayores (Fallas de Datos y Río Grío). La disposición de las diferentes formaciones se ve afectada por dichas fallas, que generan repeticiones de la serie. Hacia el contacto con la Falla de Río Grío aflora la Formación Balconchán, intensamente afectada por pliegues y fallas, mientras que hacia la zona superior de la Sierra aflora la Formación Dere, quedando en alturas intermedias la Formación Borrachón. Ésta presenta abundantes filones de baritina explotados hasta hace pocas décadas. La Formación Balconchán queda cubierta por depósitos cenozoicos y hacia el N es la Formación Borrachón la que queda en contacto con la Falla de Río Grío. Zona de falla: Río Grío La Falla de Río Grío discurre en paralelo al curso del homónimo río y a la Falla de Datos, y presenta dos trazas o bandas de mayor deformación (Fig, 3), acompañadas de la presencia de una intensa deformación y rocas de falla. La traza situada al NE se identifica claramente por presentar expresión topográfica, generando una ruptura de pendiente en la ladera, y por presentar asociados filones explotados de baritina. Se podría interpretar como el límite NE de la zona de falla, pero lo cierto es que la transición entre esta zona y la “intacta” es gradual, y se siguen observando fracturas menores (con rocas de falla asociadas) al NE de esta traza. Por otra parte, la otra banda genera los afloramientos en el fondo del valle alineados en una dirección NW-SE. El límite SW de la falla queda oculto por los depósitos cuaternarios de la llanura de inundación del Río Grío, por lo que la traza marcada señalada en la Fig. 3, no se corresponde con dicho límite. La traza NE queda oculta por un depósito cenozoico y hacia el SW parece que pierde entidad y desaparece. Se ha interpretado como una zona de relevo entre ambas ramas, aunque la presencia de los abanicos impide determinar con seguridad la relación entre ellas. Los afloramientos en la zona de falla son discontinuos y de pequeño tamaño (a excepción del afloramiento de Los Abuelos, en Tobed, y un par más de zonas, y pueden describirse como zonas de alta deformación, con fracturas, pliegues, bloques rotados y presencia de brechas y harinas de falla. Destacan por presentar colores abigarrados y frecuentemente por ser zonas acarcavadas o escarpadas. No toda la zona de falla 19 presenta las mismas características, ya que hay bloques de gran tamaño entre las dos trazas anteriormente descritas que no muestran estructuras asociadas a la falla. Fig. 5 . Diferentes aspectos y condiciones de afloramiento de la zona de falla. A la izquierda, afloramiento en un barranco paralelo a Los Abuelos, afloramiento de la imagen derecha. Los materiales presentes en la zona de falla pueden clasificarse en: cuarcitas sedimentarias, alternancia de cuarcitas y pizarras, areniscas recristalizadas y pizarras, limos y conglomerados brechoides rojizos. La mayor parte, a excepción de los limos y conglomerados de edad pérmica, se corresponden con edades ordovícicas. Estos materiales tienen una complicada asignación a las diferentes formaciones de este periodo, puesto que presentan una deformación mucho mayor y la presencia de fluidos ha modificado su color y aspecto, mostrando zonas rubefactadas y otras lavadas, con colores ocres (Fig. 6, izquierda). No obstante, se atribuyen las zonas con mayor cantidad de pizarra a la Formación Borrachón, y las más cuarcíticas a la Formación Balconchán. Fig. 6 . Zona decolorada en areniscas y pizarras oscuras asociada a la traza de una falla Fig. 7 . Pliegue de eje verticalizado en cuarcitas ordovícicas. 20 Estos materiales se han visto afectados, en mayor o menor medida por la deformación asociada a Río Grío. En las cuarcitas es muy frecuente que se produzca una intensa Brechificación ( Fig. 8 ) , generando tanto brechas como harinas de falla de colores blancos, rosados o rojizos, en función de la cantidad de óxidos de hierro. La deformación en otros tipos de roca suele tener comportamientos más dúctiles, con la presencia de pliegues apretados de amplitudes menores al metro, en la mayor parte de las zonas. FIG. 8 . Aspecto de la harina de falla totalmente pulverulenta en Los Abuelos. Glacis – Abanicos aluviales cenozoicos En la zona central de la zona cartografiada destaca la presencia de abanicos aluviales que parten de las laderas y vierten hacia el fondo del valle. Muestran espesores variables, pero en líneas generales muestran espesores importantes de hasta más de 50m. Destaca que las zonas de arranque de estos abanicos en ambas laderas se alinean en paralelo a las estructuras mayores (NW-SE), indicando una posible relación con etapas extensionales cenozoicas tardías. 21 DESCRIPCIÓN ESTRUCTURAL MACROESTRUCTURA Unidad de Badules En el entorno de la zona de estudio, la unidad de Badules describe una geometría de sinclinal de dirección NW-SE, que se extiende a lo largo de varios km, con amplitud kilométrica, del que se estudia su flanco NE, que conforma la Sierra de Vicor. Las capas (S0) presentan una dirección NW-SE (Fig. 10a), paralelas a las estructuras mayores, así como un buzamiento relativamente constante de unos 40-50º hacia al SW en polaridad normal, describiendo un monoclinal en el flanco NE del sinclinal principal (Fig. 9). Fig. 9. Fotointerpretación del monoclinal en la Unidad de Badules en el Barranco de Valdeolivo (Tobed). Hacia el NE, en zonas más próximas a la Falla de Datos, aparece un sistema de láminas cabalgantes imbricadas con vergencia NE que hacen cabalgar los materiales de la Fm Cuarcita de Bámbola sobre materiales Cámbricos más recientes, cuyos planos de estratificación muestran de nuevo direcciones NE-SW, pero con elevados buzamientos hacia el NE (Fig. 9). El reconocimiento de estos materiales es complicado, ya que en su mayor parte se encuentran cubiertos por depósitos terciarios. En los escasos afloramientos se han podido reconocer unas cuarcitas bien estratificadas de color blanco y estratigráficamente por encima de ésta, una serie de areniscas, con intercalaciones de pizarras y cuarcitas, siendo éstas minoritarias, así como niveles aislados de carbonatos (mayoritariamente compuestos por calcita) altamente 22 recristalizada y con foliación bien desarrollada. Las posibles edades y/o correlaciones de estos materiales serán tratadas en el apartado de discusión, aunque lo más probable es que correspondan con la Formación Capas de Embid. Fig. 10 a. Estereograma con los polos de S 0 medidos en la Und. de Badules. Fig. 10 b. Estereograma con los ejes de los pliegues y los polos de S1medidos en la Und. de Badules Asociados a las láminas imbricadas, pueden observarse llamativos trenes de pliegues que afectan la Fm Cuarcita de Bámbola. Estos pliegues (Fig. 10b) presentan direcciones NWSE, ejes con inmersión hacia el SE y planos axiales con vergencias NE (Fig. 11), aunque bastante verticalizados. La amplitud de los pliegues es métrica o decamétrica, y son claramente asimétricos, con flancos que buzan hacia el NE y que presentan mayor buzamiento (70-80º) que los que buzan hacia el SW (4050º), representando la vergencia NE. Es frecuente que alguno de los flancos con buzamiento NE llegue a invertirse (Fig. 11). Fig. 11. Sinclinal en la Fm Cuarcitas de Bámbola con vergencia NE. Barranco de Valdeolivo (Tobed). Los pliegues son coherentes con la orientación de la estratificación y la esquistosidad observada (Figs. Xa y Xb).Dada la litología dominante en estas unidades (cuarcitas y 23 areniscas cementadas), la esquistosidad no está bien desarrollada en la zona estudiada, de ahí la escasez de datos de S1 obtenidos, solo observados en las pizarras (algo más abundantes en la zona alta del Barranco de Valdeolivo, así como en algún interestrato en las cuarcitas). Unidad de Herrera La Unidad de Herrera ocupa todo el sector NE de la zona de estudio, conformando la Sierra de Algairén, de dirección NW-SE. Los materiales en esta unidad describen un gran anticlinorio de dirección aproximada NW-SE hacia el N y WNW-ESE hacia el S, cuyo eje discurre en paralelo al Barranco de Valvillano (Fig. 3 y 4). El flanco SW del pliegue coincide con la vertiente SW de la Sierra hacia el Río Grío (y hacia la falla homónima), mientras que el flanco NE coincide con la vertiente que cae hacia Aguarón y Cariñena (vertiente NE de la Sierra). De este anticlinorio, se realiza un corte de su flanco SW (siguiendo la carretera del Puerto de Codos), el afectado por las fallas de Río Grío y de Datos, mostrando un buzamiento general hacia el SW e inclinaciones entorno a 45º, con las capas en polaridad normal. Éstas están afectadas por pliegues de longitudes de onda de decenas o cientos de metros, que generan flancos con buzamientos hacia el N y que muy excepcionalmente llegan a colocar la serie en polaridad invertida. Hacia el S de la zona, las capas cambian progresivamente su orientación, colocándose en direcciones más norteadas (Fig. 3). La dirección de la S0 es totalmente coherente con estos pliegues, de dirección NW-SE y mínima inmersión hacia el NW (Fig. 12a), con planos axiales verticales o con ligera vergencia hacia el NE, menor que la observada en la Unidad de Badules. Presentan una foliación de plano axial, bien definida en las pizarras y areniscas, de dirección NW-SE y cuya lineación de intersección con la estratificación (S0) coincide con los ejes de los pliegues de planos axiales verticales observados. 24 Fig. 12 a. Estereograma con los polos de S 0 medidos en la Und. de Herrera. Fig. 12 b. Estereograma con los ejes de los pliegues y los polos de S1medidos en la Und. de Herrera. En paralelo a las estructuras mayores (y también a las Fallas de Datos y Río Grío) aparecen fallas inversas que hacen cabalgar y causan la repetición de la serie ordovícica (Fig. 3). No se observan rotaciones de eje vertical ni variaciones bruscas en el ángulo de buzamiento de las capas en los bloques que quedan individualizados por las fallas, exceptuando un bloque, en lo alto del Puerto de Codos-Aguarón, que muestra una dirección norteada respecto a las capas adyacentes. Se interpreta como una estructura de acomodación al giro, anteriormente comentado, que realizan las capas hacia el S. Zona de Falla: Río Grío Ante la complejidad de la estructura dentro de la zona de falla, los datos deben ser analizados en detalle, por lo que en este apartado de Macroestructura se va a realizar una comparativa, a grandes rasgos, entre las unidades de Badules y Herrera por un lado y todos los datos obtenidos a lo largo de la zona de falla por otro. La franja en la que aflora la zona de falla correspondiente a la Falla de Río Grío muestra una dirección NW-SE, en paralelo a la traza SW de mayor deformación comentada en el apartado anterior. No es un afloramiento continuo sino que aparece a lo largo de pequeños afloramientos (muchos de los cuales apenas aportan información relevante) entre los que destaca, por la buena exposición y su espectacularidad, el afloramiento 25 de Los Abuelos (a las afueras de Tobed). Es en esta ubicación donde se han obtenido la mayor parte de los datos estructurales de la zona de falla. Dentro de la zona de falla, la estratificación (S0) sigue mostrando, en líneas generales, una dirección NW-SE (Fig.13a y Fig. 21). La principal diferencia respecto a las otras zonas es que las capas presentan un buzamiento más elevado, al menos las capas con buzamientos hacia el SW. Por el contrario, las capas con buzamiento hacia el NE no parecen mostrar grandes variaciones respecto a las unidades de Herrera y/o Badules. Fig. 13 a. Estereograma con los polos de S 0 de las tres zonas. Capas verticalizadas en la Zona de Falla. Fig. 13 b . Estereograma con los ejes de los pliegues de las 3 zonas, con los ejes verticalizados en la Zona de Falla. Por otra parte, los ejes de los pliegues observados en la zona de falla también tienden a mostrar direcciones NW-SE y los ejes en posiciones más verticalizadas respecto a lo observado en las otras dos unidades, con inclinaciones entorno a 45-70º e inmersiones hacia el NW (Fig. 13b y Fig. X mapa con S0 y pliegues). Las poblaciones de inmersiones de unos 45º hacia el S y de 60-70º hacia el ESE reconocible en la Fig. 13b, se corresponde con un área reducida en Los Abuelos, y que serán tratadas en detalle en el capítulo de mesoestructuras. 32 No obstante, no es la única zona en donde se muestran estas variaciones en la S0. En la franja de cuarcitas y pizarras brechificadas (Fig. 21, estereograma 10), en las zonas donde la deformación no ha llegado a generar harina de falla, hay bloques fusiformes (Fig. 20) dentro de la matriz brechoide orientados con su eje en dirección NW-SE y vertical, con la S0 en dos familias claramente diferenciadas: una NWSE y buzamientos subverticales, y otra E-W, con buzamientos hacia el S, de forma similar a lo observado en la Fig. 16. Los cuerpos fusiformes con la S0 en dirección EW muestran la misma orientación que aquellos con la S0 en dirección NW-SE. Fig. 20 . Bloque cuarcíticos fusiformes englobados en matriz brechoide-harinosa, con la S0 vertical y paralela al eje horizontal del bloque. 33 Fig. 21. Mapa geológico con las proyecciones estereográficas de la estratificación por unidades y la dirección e inmersión de los ejes de los pliegues medidos en el afloramiento de Los Abuelos. 34 Pliegues a) En cuanto a los pliegues, de la misma forma que las fallas principales y la S0, presentan una dirección general NW-SE, con inmersiones de unos 4580º hacia el NW (Fig. 21). Los planos axiales tienden ser verticales, y la amplitud de los pliegues depende en gran medida de la litología. No están presentes en todas las unidades. Son las cuarcitas las que menos estructuras de este tipo han registrado (por el contrario son las más afectadas por la brechificación), mientras que en los materiales finos pérmicos o las areniscas y pizarras ordovícicas los pliegues son muy frecuentes. La amplitud de los pliegues varía desde unos pocos centímetros en la zona más deformada del Pérmico (en la zona de la Ermita de San Valentín; Fig. 22a) hasta amplitudes de unos pocos metros, en las alternancias ordovícicas (cuarcitas y pizarras; Fig. 22c). En cuanto a la clasificación de los pliegues, los generados en las capas más competentes suelen corresponderse con los tipos 1B y 1C, con mayor o menor espesor y frecuencia de interestratos de pizarras respectivamente, mientras que en los materiales menos competentes, las zonas de charnelas suelen presentar engrosamientos, correspondiéndose con pliegues de tipo 3 (Ramsay, 1967). En algunas zonas (Fig. 22a) resulta complicado b) c) Fig. 22 . Imágenes de pliegues ejemplificando los diferentes estilos de deformación, siempre en relación a la litología. a) Pérmico, pliegue de plano axial subvertical; b) pizarras ordovícicas, pliegue de plano axial sub-vertical; c) cuarcitas y pizarras ordovícicas, pliegue con plano axial inclinado. clasificar los pliegues. 35 Hay dos zonas en donde los pliegues difieren tanto en dirección como en inmersión de lo considerado como general (dirección NW-SE, inmersión elevada hacia NW): en la unidad que cabalga presentando una doble vergencia (Fig. 21, estereograma 2) y en la zona de cizalla (Fig. 21, estereograma 6). La unidad que cabalga con doble vergencia (hacia el NE y hacia el SW) muestra, en principio, dos familias de pliegues (Fig. 23): una de ellas presenta direcciones E-W e inmersiones de unos 20-30ºW, mientras que la segunda tiene direcciones NW-SE y ejes casi horizontales, con débil inmersión hacia el NW. Los planos axiales de la primera familia presentan buzamientos de unos 45º hacia el N, mientras que los de la segunda familia buzan con inclinación similar, pero hacia el NE. Ambas familias serían coherentes con la doble vergencia NE y SW de la unidad. La otra zona en la que existen pliegues “anómalos” es la banda de cizalla ubicada en la zona central del afloramiento (Fig. 24). De nuevo existen dos familias de pliegues, y ninguna de las dos se corresponde, en principio, con los pliegues más comunes en el afloramiento. La primera familia se caracteriza por ejes de dirección WNW-ESE, con inmersiones elevadas de 60-70º hacia el E. La segunda presenta ejes de dirección N-S e inmersiones de unos 45º hacia el S. Los planos axiales de la Fig. 23. Proyección estereográfica de los ejes y planos axiales en la unidad de doble vergencia. Fig. 24. Proyección estereográfica de los ejes y planos axiales asociados a la cizalla dextral. primera familia muestran vergencias hacia el NE (planos NW-SE, y bastante verticalizados), mientras que los de la segunda familia vergen hacia el W (planos NNWSSE). 36 Fallas Son elementos muy comunes en todo el afloramiento de Los Abuelos, y en algunas zonas son prácticamente las únicas estructuras observables en campo, como por ejemplo en las brechas de falla cuarcíticas o en la zona NE, de menor deformación dúctil. Sin embargo, la compleja historia de deformación de la zona hace muy complicada su interpretación, ya que los planos presentan direcciones muy dispersas (Fig. 25), y raramente es posible identificar el sentido de movimiento. Además, la mayor parte de los planos no presentan estrías, y los que lo hacen vuelven a mostrar una variabilidad muy elevada. Fig. 25 . Proyección estereográfica del conjunto de fallas con estrías medidas en Los Abuelos. Fig. 26 . Proyección estereográfica de las fallas con estrías de inmersión menor a 30º. Aquellas fallas que muestran una información completa (estría y sentido de movimiento, la minoría de las representadas en Fig. 25) reflejan a grandes rasgos dos tipos de movimientos: fallas inversas y fallas de desgarre. Si se representan, la dispersión impide obtener cualquier interpretación, así que se procede a un filtrado, separando aquellas fallas cuya estría muestre inmersiones menores de 30º (límite escogido arbitrariamente). El filtrado permite diferenciar una familia de fallas, bien identificada en campo como fallas dextrales, de dirección NNE-SSW y buzamientos verticalizados tanto al E como al W, con estrías de inmersión 20ºN (Fig. 26). Existe otra familia representando fallas de desgarre, bastante más dispersa, de dirección NE-SW y buzamientos de unos 55º tanto al NW como al SE aunque no se ha reconocido su sentido de movimiento. El resto de fallas, las que cuentan con estrías de inmersión superior a 30º, presentan una dispersión demasiado elevada como para poder diferenciar familias. Aunque la mayor parte de estas fallas carecen de sentido de movimiento, se han reconocido 37 algunas fallas inversas, sin identificarse fallas normales, lo cual no implica necesariamente su ausencia. Foliación La foliación en los materiales ordovícicos en la zona de falla se considera como una estructura heredada y deformada como un elemento pasivo por la actividad de la falla de Río Grío, y teniendo en cuenta que tiende a quedar obliterada por la deformación asociada a la Falla de Río Grío, no se ha interpretado como estructura indicativa de la cinemática. No obstante, se ha observado una foliación (pizarrosidad, Fig. 22a) en materiales pérmicos. Presenta planos verticalizados, en dirección NW-SE, siendo coherente con la orientación de los pliegues observados en dichos materiales (Fig. 27). Los pliegues presentan características muy similares a los identificados previamente como mayoritarios. Fig. 27 . Proyección estereográfica de la foliación observada en el Pérmico, así como de los pliegues que presenta. Otras estructuras Se han observado en campo y a diferentes escalas varias estructuras indicativas del sentido de movimiento de la cizalla a las que se asocian, siendo tanto estructuras dúctiles (S-C y pliegues de arrastre) como estructuras frágiles (fracturas en dominó). Pese a que están presentes en prácticamente todas las zonas, destacan por su abundancia y buena exposición en la zona afectada por la banda de cizalla dextral (o 38 en sus proximidades) de dirección E-W anteriormente citados. La banda de cizalla se corresponde con el estereograma 6 de la Fig. 21. Así, asociada a uno de los dos planos que marcan la dirección de la banda, se puede observar una estructura S-C claramente indicativa de cizalla dextral (Fig. 28).Los planos de cizalla C son paralelos a la dirección principal de la banda, es decir, E-W (plano medio: 082, 46S), mientras que los planos de foliación S son oblicuos a los C (plano medio: 051, 64SW). La intersección entre ambos planos permite obtener la dirección del movimiento (103, 15E), compatible con un movimiento de desgarre dextro. Fig. 28 . Proyección estereográfica de los planos que conforman la S-C, así como de su intersección y de la dirección de cizalla extraida. Por otra parte, en el entorno de la banda, hacia el S, donde las cuarcitas y pizarras ordovícicas cabalgan a la unidad de brechas blancas cuarcíticas, se pueden observar dos estructuras no relacionadas entre si aparentemente, pero ambas indicativas de cizalla dextral. Una de ellas es un pliegue apretado de arrastre, un pequeño gancho, con fuerte inmersión hacia el SW, asociado a una falla de desgarre vertical (Fig. 29). La otra es una estructura frágil en dominó, que afecta a dos bloques de cuarcitas en una zona en la que dominan las pizarras, las cuales no aparentan haber sufrido la fracturación. Las fracturas que generan el desplazamiento en las cuarcitas muestran direcciones E-W y planos verticales, y no suelen presentar estrías (su desplazamiento no supera los 67cm), y cuando lo hacen son prácticamente horizontales. La orientación de los planos y las estrías indican por tanto su compatibilidad con un desgarre dextro. 39 Fig. 29 . Mapa geológico del entorno de la banda de cizalla dextra. A la derecha, esquema de la estructura en dominó observada en bloque cuarcítico. A la izquierda arriba, imagen del pliegue de arrastre asociado al plano de desgarre dextro. Cabe destacar que las mismas fracturas que se observan en los bloques de cuarcitas también son observables las zonas adyacentes, inclusive en la zona del pliegue de arrastre. Las fracturas no se ven afectadas por el plegamiento, por lo que son claramente posteriores a la formación de los pliegues. 40 MICROESTRUCTURA El análisis microestructural se realiza a partir del estudio de 12 láminas delgadas obtenidas en diferentes tipos de rocas asociadas a la zona de falla de Río Grío. Se han realizado las láminas a partir de las muestras obtenidas en un trabajo previo del grupo de investigación Geotransfer sobre la utilización de técnicas paleomagnéticas y anisotropía de susceptibilidad mágnetica (ASM) a rocas de fallas realizado en Los Abuelos, así como dos muestras de mano (4 láminas) recogidas en campo y orientadas. Las ubicaciones de las diferentes láminas pueden observarse en la Fig. 30. Las estaciones RG1, 2 y 3, se corresponden con las barras cuarcíticas brechoides; RG4 y 8 con el Pérmico; RG5 y 5b con un plano de falla entre el Pérmico y una lámina de Ordovícico; RG9 con la zona de la banda de cizalla. Fig. 30. Ubicación de las muestras seleccionadas para el estudio microestructural. Las muestras para el estudio paleomagnético se han obtenido en su mayor parte de harinas y rocas de falla (fault gouges), por lo que tienden a presentar una intensa deformación. Se observan tanto estructuras de deformación frágil como dúctil, aunque no se observan ambas estructuras en una misma lámina. En global, no parece dominar un comportamiento sobre otro, aunque sí es cierto que existe cierto control litológico, al menos en el Pérmico, ya que presenta estructuras miloníticas y una casi total ausencia de fracturación frágil. Si atendemos a la clasificación (según Passchier y Trouw, 2005) de las muestras, podemos diferenciar dos grandes grupos, en función de la deformación que presentan: 1) Harinas y brechas de falla (Fig. 31a). Se consideran harinas cuando presentan más de un 30% de matriz y brechas cuando el contenido en matriz es menor del 41 30%Únicamente muestran estructuras frágiles, con o sin orientación de las fracturas en función de la menor o mayor deformación, respectivamente. 2) Milonita s.l. (Fig. a) 31c): protomilonitas (<10% de matriz) y milonitas s.e. (10-90% de matriz), con evidencias de deformación cristalina y foliación. No obstante existe un tercer tipo de rocas, no clasificadas como rocas de falla, pero si en clara relación a procesos de deformación: rocas foliadas, con orientación preferente de los filosilicatos, pero sin deformación en los granos de cuarzo (Fig. 31b). La porosidad abierta por la fracturación es cementada casi en exclusiva por cemento ferruginoso (Fig. 31a), que algunas ocasiones supera el 50% de la muestra especialmente en rocas del Pérmico, y por matriz, conformada por pequeños fragmentos del encajante. Además, de forma minoritaria pero generalizada, existe una porosidad de fractura rellena por cemento carbonatado, el cuál puede verse afectado por la deformación (Fig. 34). Por último, algunas láminas presentan fracturas abiertas con cemento silíceo coetáneo a la apertura (Fig. 32). En cuanto a las brechas y harinas, el tamaño estándar de los fragmentos depende de la muestra, presentando tamaños medios de entre 0.8mm en las menos fragmentadas y 0.03mm en las que presentan mayor deformación, aunque los fragmentos de mayor tamaño superan el centímetro holgadamente en casi todas las láminas. En algunas láminas la brechificación es generalizada, mientras que en otras queda restringida a los planos de rotura. En láminas menos brechificadas suelen dominar los fragmentos policristalinos (de varios granos b) c) Fig. 31 . Diferentes texturas observadas en lámina delgada. a) Textura brechoide, con cantos angulosos y cemento ferruginoso. Obj. X2. b) Textura foliada en arenisca pérmica. Foliación planar de las moscovitas. Obj. X20 c) Textura milonítica en cuarcita. Granos de cuarzo totalmente elongados, con indicios de disolución por presión, deformación lamelar, etc. Obj. X10. de cuarzo), mientras que en las más deformadas dominan los monocristalinos, de tamaño lógicamente mucho menor. En las cuarcitas es frecuente que en el interior 48 Elementos propios de esfuerzos de desgarre, tanto frágiles como dúctiles y a diferentes escalas: rotación vertical de bloques decamétricos, estructuras S-C o en dominó, etc… tanto a escala de observación en campo como en lámina delgada. Por otra parte, se han observado los siguientes criterios de movimiento Dip Slip: 1) Presencia de planos de falla más tendidos que los anteriores y cabalgantes sobre otras unidades, mostrando claras vergencias NE o retro-vergencias SW, menos marcadas. 2) Presencia en estas unidades de pliegues de eje horizontal y planos axiales inclinados. 3) Fallas con estrías verticales que, a pesar de su gran dispersión, en campo son fácilmente reconocibles. 4) En lámina delgada se han observado estructuras claramente indicativas de dip slip, si bien es cierto que no puede reconocerse si son normales o inversas. Si se analizan las estructuras en detalle, la mayor parte de ellas aportan no solo el tipo de movimiento (strike slip o dip slip), sino también el sentido de dicho movimiento. En este sentido, considero que los pliegues son la estructura que mejor muestra el sentido de movimiento. Su dirección es un tanto oblícua a los planos de falla o de cizalla (120-130º por 140-150º respectivamente) y muestran ejes con inclinaciones elevadas hacia el NW. Teniendo en cuenta que la vergencia de las fallas, pese a ser casi verticales, tiende ligeramente hacia el NE, el sentido de movimiento interpretado es dextro, con cierta componente inversa. Existen dos zonas “anómalas” respecto a la disposición general de los pliegues. La primera de ellas se corresponde con una lámina que presenta una clara componente inversa (dip-slip), con pliegues de eje horizontal y vergencias hacia el NE y SW (la lámina está limitada por fallas con dos vergencias opuestas). La segunda se corresponde con la banda de cizalla observada en la zona centro-Sur del afloramiento de Los Abuelos. Es una estructura de cizalla dextra en dirección E-W, evidenciada por su orientación en relación a los planos principales y por presentar estructuras S-C dextras, observables tanto en campo como en microscopio, así como dos familias de pliegues (Fig. 24). Las interpretaciones deducidas para estos pliegues se resumen en: 1) Los pliegues con direcciones E-W (en torno a N100-120ºE) se corresponden con el movimiento asociado a los planos de la cizalla E-W, mientras que los que presentan direcciones más norteadas y planos axiales NW-SE se corresponden con la dirección típica de las fracturas sintéticas de Riedel (fracturas R). 2) Las dos familias de pliegues se corresponden con fases de movimiento de la cizalla E-W diferentes, de tal forma que los N-S son rotados desde una posición original similar a los E-W, a través de una rotación horaria, coherente con la cizalla dextra que genera los propios pliegues E-W. Indistintamente de la interpretación, los pliegues indican un movimiento de strike slip dextro con ligera componente normal. Las fallas y las estrías en ellas observadas presentan el problema de la elevada dispersión (Fig. 25). En las fallas de desgarre observadas se intuye la existencia de un 49 sistema conjugado dextro, pero se desconoce el sentido de movimiento de la familia NW-SE, por lo que no aportan información concluyente. La presencia de bloques rotados antihorariamente (ejes de rotación vertical), también es indicativa de movimiento de strike slip, aunque en este caso sinistro (Fig. 16). Esta rotación se observa principalmente en la zona de menor deformación del afloramiento de Los Abuelos. Las fallas de desgarre sinistro, de dirección 120-130N, son oblicuas a la dirección principal de la cizalla (140-150º). El movimiento sinistro podría entenderse dentro de una cizalla general si estuviera en relación a fracturas antitéticas R’ descritas por Riedel. Sin embargo, la diferencia de oblicuidad entre éstas y la dirección de la cizalla no es compatible con fracturas R’. Por tanto, las interpretaciones que pueden aventurarse para estas estructuras son: 1) Una fase tectónica diferente a la que genera la cizalla dextra; 2) Que las fracturas sinistras se correspondan con fracturas en dominó, de forma similar a lo observado a menor escala en la Fig. 29). Ver capítulo de Discusiones. En los materiales ordovícicos la foliación observada se ha interpretado como una estructura heredada de la orogenia varisca, y que por tanto la compresión alpina ha deformado como un elemento pasivo. No obstante, y de forma muy local, se puede observar una foliación (o pizarrosidad) plegada en los materiales pérmicos, lo que permite deducir la deformación alpina, sin el posible enmascaramiento de la deformación varisca. Esta foliación muestra unas características similares a lo observado en los materiales ordovícicos: pliegue apretado, de dirección NW-SE con ejes en torno a 50-60º (Fig. 27). Indicaría por tanto que la deformación observada en los materiales ordovícicos no es varisca, sino alpina, o al menos compatible con ella. La deformación en lámina delgada representa una cinemática muy similar a lo observado en escalas mayores: estructuras tanto frágiles como dúctiles indicativas de strike slip dextro, y de forma minoritaria de dip slip, que aunque no se pueda precisar si son normales o inversas. No obstante, a escalas mayores no se han observado estructuras extensionales en el afloramiento de Los Abuelos. Por otra parte, las deformaciones con mecanismo frágil y dúctil aparecen indistintamente en un mismo tipo de roca, sin existir control litológico, y tan solo en las litutas pérmicas parece no observarse deformación frágil. En cuanto a la relación de esfuerzos en la Falla de Río Grío, destaca que no se observen conjuntamente, ni en campo ni en lámina delgada, estructuras indicativas de strike slip y dip slip. Es decir, que no se han observado, por ejemplo, planos de falla con las dos estrías o que en una misma unidad no aparecen pliegues de eje vertical y horizontal conjuntamente. Se interpretan dos posibles causas a este hecho: 1) Que sean dos etapas de deformación separadas en el tiempo, de tal forma que generen estructuras diferentes y que la segunda etapa o bien no reactive estructuras previas o bien oblitere por completo las evidencias de la primera etapa. 2) Que se deba a un proceso de partición de la deformación (strain partitioning), de tal forma que unos planos o 50 unidades asuman el esfuerzo relacionado con el strike slip y otros asuman el dip slip. Teniendo en cuenta la distribución geométrica de las estructuras, considero más coherente esta segunda opción. 51 DISCUSIONES En este apartado intentaré resolver o al menos ampliar, algunas de las cuestiones que no terminan de discutirse completamente en el apartado de interpretaciones. En cuanto a estudios de análisis estructural en zonas de falla en la Cadena Ibérica, la bibliografía es relativamente escasa. Sin embargo, existe un estudio estructural y morfológico preliminar del afloramiento de Los Abuelos (Lahoz et al. 2009). La estructura detallada en este artículo es, a grandes rasgos, similar a la descrita en el presente trabajo. Destaca la existencia de grandes bloques o bandas, con material más o menos cohesivo, incluyendo la presencia de fault gouges. La estratificación presenta una orientación relativamente constante 135, 70SW. En el interior de los bloques, observan fallas de dirección aproximada 140, 60NE, con estrías indicativas de movimiento inverso, aunque comentan que el sentido de desplazamiento no siempre es evidente. En el afloramiento (de 200m de espesor), distinguen una zona o banda de mayor deformación, coincidente con la mencionada en este trabajo. El contexto tectónico al que atribuyen la deformación observada en Los Abuelos también coincide con movimientos transpresivos dextros. La principal diferencia entre la interpretación de Lahoz et al. (2009) y la obtenida en este trabajo reside en el sentido de movimiento mayoritario analizado: mientras que en Lahoz et al. (2009) observan una dominancia del comportamiento inverso, en este trabajo se observa una componente de cizalla dextra dominante respecto a la inversa, o al menos en proporciones similares. No obstante, se trata de impresiones cualitativas, al menos por la parte que corresponde a este trabajo, puesto que no se maneja información cuantitativa al respecto. En un futuro proyecto se pretende aplicar la anisotropía de la susceptibilidad magnética (ASM) a la zona de falla para estimar de forma cuantitativa el grado de deformación de las distintas láminas, así como la determinación de la dirección de movimiento en cada una de las lentículas. Si comparamos la estructura observada en la Falla de Río Grío con la observada en otras zonas de falla, un buen análogo es el estudio realizado por Awdal et al. (2014), en fallas normales. Describen dos morfologías típicas: lozanges y lenses. La primera la definen como pequeños bloques (centimétricos a decimétricos) de roca poco deformada ubicadas entre bandas de deformación (planos de movimiento discreto), mientras que la segunda la definen como bloques de formas romboidales limitadas por planos de deslizamiento mayores. El material que constituye la lense puede ser roca intacta, roca deformada de forma plástica o frágil o rocas de falla (fault gouges). El desarrollo de las estructuras queda condicionado por: orientación de los planos de falla y su desplazamiento, la litología, la presión de fluidos y la magnitud de los esfuerzos principales y los mecanismos de deformación que actúen en el proceso. 52 Las lenses presentan longitudes (eje x, paralelo al strike del plano de falla) y alturas (eje y, paralelo al dip del plano de falla) considerables, mientras que el espesor (eje z, perpendicular al plano de falla) presenta una magnitud mucho menor. Las longitudes de las lenses descritas es de unos 40m en este trabajo. Por otra parte, las relaciones entre los tres ejes descritas por Awdal et al. (2014) es de 1:4:7 (z,y,x), si bien otros autores (Bastesen et al., 2009) reflejan ratios muy diferentes: 1:32:19 (z,y,x) para lenses de mayor dimensión. En la zona de estudio, las lenses en las unidades descritas en Los Abuelos, presentan evidentes similitudes geométricas con las descritas por Awdal et al. (2014). Sin embargo, las dimensiones de las lenses observadas en Río Grío son mayores que las observadas en Awdal et al. (2014) y menores que en Bastesen et al., (2009). Como promedio, atribuyo a las lenses observadas longitudes de 100m, alturas (muy estimativas puesto que las desconocemos) de 40m y espesores de 8m, por lo que la relación de los ejes de las lenses de los abuelos es de 1:5:12.5. La relación entre longitud y altura guarda más similitud con lo observado en Awdal et al. (2014). No se han observado estructuras tipo lozenge en la Falla de Río Grío. Ahora se procede a analizar aquellas cuestiones que quedaban por aclarar o profundizar; un ejemplo de ello es la presencia de las fracturas sinistras que desplazaban bloques en sentido anti-horario. Una posible interpretación es la presencia de un contexto tectónico que permitiese un movimiento de strike slip sinistro en esas fracturas de orientación 120-130º. Para ello, σ1 debería situarse en una dirección aproximada ENE. Un contexto tectónico similar en la Cadena Ibérica es reconocido en Simón (2006), el cual queda definido como Campo Pirenaico - Ibérico (Oligoceno), previo a la mayor compresión registrada, la ya mencionada NNE (Campo Pirenaico, Mioceno inferior). Por otra parte, las fallas sinistras también pueden ser explicadas por una fracturación en dominó, con estructuras antitéticas al movimiento general de cizalla y en relación a una etapa de compresión NNE, que generaría el movimiento de strike slip dextro en la Falla de Río Grío. Teniendo en cuenta la elevada deformación asociada a la etapa de compresión “Pirenaica” y la orientación de las estructuras sinistras, considero que deberían haber sido reactivadas como fallas inversas con componente strike slip dextro, y sin embargo no hay evidencias de reactivación (ausencia de estrías de fallas en planos, pliegues etc). Siguiendo la segunda hipótesis, la deformación queda explicada por una sola etapa de deformación, coherente con la compresión NNE principal. Por ello, considero más lógica esta segunda hipótesis. Por otra parte, estos movimientos sinistros, indistintamente a como se hayan originado, podrían haber rotado antihorariamente los filones de baritina. Éstos presentan, a grandes rasgos, direcciones NE-SW en la zona de estudio, mientras que en el resto de la Unidad de Herrera presentan dirección E-W (Pocoví et al. (1990). Esta 53 rotación local sería coherente con el movimiento sinistro asociado a estas estructuras, las cuales son más abundantes hacia la zona de mayor densidad de filones, en contacto con el límite NE de la Falla de Río Grío. Se plantea como hipótesis, sin negar que la dirección NE-SW se deba a otras causas, entre otras, a una dirección de extensión local diferente a la observada en la Unidad de Herrera. Otro de los aspectos a aclarar considero que es la presencia de pliegues con vergencias S y SE en la banda de cizalla dextra E-W, indicativos de componente normal, aunque muy minoritaria respecto al strike slip (ejes en torno a 70-80º de inmersión). Considero que la existencia de planos aislados (solo se ha encontrado este tipo de estructuras en la banda de cizalla) con movimiento normal no es incompatible o descartable en una zona en donde la tendencia generalizada (el sumatorio del movimiento de los diferentes planos) sea compresiva o transpresiva. La evolución cenozoica de la zona de estudio también puede ser objeto de debate. La presencia de depósitos cenozoicos rellenando la zona central del valle, con espesores engrosados localmente hace pensar en la posibilidad de que la zona haya actuado como un graben o semigraben en este periodo. Los depósitos alcanzan espesores de hasta 90m, y tienden a cubrir una paleo-relieve muy irregular (Gutiérrez et al., 2013). Los rellenos aluviales tienden a arrancar desde posiciones alineadas en paralelo a las estructuras principales, coincidiendo con escarpes que presentan cierta similitud con facetas triangulares de ladera. No obstante, el inicio de estos escarpes tiende a coincidir con la base de la Formación Bámbola, por lo que puede tratarse de una faceta mixta con componentes tectónico y litológico. Por otra parte, se han observado depósitos, de posible edad cuaternaria, que tienen aspecto de haber sido afectados por tectónica extensiva, si bien son muy puntuales y no debe interpretarse, al menos hasta que se realicen estudios más detallados, una tectónica extensional generalizada en la Falla de Río Grío durante el Cuaternario, sino como movimientos locales. 54 CONCLUSIONES La Falla de Río Grío tiene un origen tardi-hercínico, y es interpretada como una estructura secundaria asociada a la actividad de la Falla de Datos durante este periodo. Hacia el S de la zona de estudio, ambas fallas se entroncan. Las deficientes condiciones de afloramiento de la Falla de Datos impiden establecer con mayor claridad la relación entre ambas. La Falla de Río Grío presenta actividad extensiva durante el Rifting Ibérico, al menos en la primera etapa (Pérmico Superior-Hettagiense). Posteriormente, es reactivada durante la Orogenia Alpina como falla transcurrente dextra, con importante componente inversa. La cinemática de las estructuras observadas en la zona de falla indican dos tipos de movimientos mayoritarios: strike slip dextro y dip slip inverso, con aparente dominancia del primero. Ambos estarían en relación a la compresión principal alpina NNW en la Cadena Ibérica, y su distribución en la zona de falla puede explicarse por la partición de la deformación (strain partitioning). Las principales características de la zona de falla pueden resumirse en: 1) Estructuras principales NW-SE, con débiles vergencias, en general, hacia el NE. 2) Morfologías (en paralelo a las estructuras) lenticulares, con secciones tendentes a formas sigmoidales. 3) Estratificación orientada NW-SE, y buzamientos elevados (60-90º), preferentemente hacia el SW. 4) Pliegues NW-SE, con ejes de elevada inmersión hacia el NW y pliegues NW-SE, con ejes horizontales y vergencias variables NE y SW. 5) Estructuras que representan movimientos de strike slip dextros (S-C, fallas, pliegues, etc). 6) Relevantes espesores de rocas de falla, tanto brechas como harinas. A nivel microestructural, se han observado 3 tipos de rocas en función de la deformación que presentan: brechas y harinas de falla (fault gouges), milonitas y rocas con foliación pizarrosa (Pérmico). Las estructuras muestran movimientos de strike slip dextro y de dip slip, posiblemente de sentido inverso. 55 BIBLIOGRAFÍA Álvaro (1991). 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