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MÁSTER EN RECURSOS GEOLÓGICOS E INGENIERÍA GEOLÓGICA Los materiales permo-mesozoicos del entorno del desfiladero de La Hermida y su relación con la tectónica alpina de la Cordillera Cantábrica TRABAJO FIN DE MÁSTER GUILLERMO MATEOS HERRERO JULIO 2017
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MÁSTER EN RECURSOS GEOLÓGICOS E INGENIERÍA GEOLÓGICA
Los materiales permo-mesozoicos del entorno
del desfiladero de La Hermida y su relación con
la tectónica alpina de la Cordillera Cantábrica
TRABAJO FIN DE MÁSTER
GUILLERMO MATEOS HERRERO
JULIO 2017
A mi hermano
AGRADECIMIENTOS
Quiero expresar mi agradecimiento a aquellas personas e instituciones que, de uno u
otro modo, han colaborado para que el presente trabajo de investigación pudiera llevarse a cabo.
En primer lugar quiero agradecer a los directores de esta tesis de máster, Nemesio
Heredia Carballo y Joaquín García Sansegundo, por mostrar confianza en mí y haberme dado
la oportunidad de realizar este estudio en la Cordillera Cantábrica, que tanto me apasiona, por
su dedicación, correcciones, sugerencias y consejos. Sin sus conocimientos sobre la tectónica
varisca y alpina, no me hubiera sido posible llevar a cabo este trabajo.
Quiero agradecer al proyecto FALPINO, del Plan Nacional de I+D+i, con referencia:
CGL2015-70970-P, por haber financiado los gastos que ha conllevado este trabajo.
Al Instituto Geológico y Minero de España (IGME) por haber podido realizar este
trabajo en las instalaciones de su sede en Oviedo.
A Pedro Farias Arquer, Fidel Martín González y David Pedreira Rodríguez por sus todos
sus consejos durante las jornadas de campo, por el buen ambiente de trabajo Fueron unos días
verdaderamente fructíferos.
A Catalina Suárez, de la sede del IGME en León, por la digitalización del mapa y cortes
geológicos.
A Brais Gonzalo Guerra, por su disponibilidad y por la ayuda prestada en las salidas de
campo, tus apreciaciones me ayudaron en más de una ocasión.
A mis padres, Chema y Blanca, muchas gracias por vuestra ayuda infinita, por los
continuos ánimos, por estar dispuestos siempre a ayudarme en todo.
A Ана Аламанова, por estar día a día, por tu ayuda con el inglés, por aguantar todo lo
que te ha tocado y por hacer que todo esto tenga un sentido.
También quiero agradecer a mis colegas del máster y de la carrera, amigos y familiares,
por haberos interesado por mí y por este trabajo.
ÍNDICE
Resumen ......................................................................................................................... 1
Abstract........................................................................................................................... 2
1. INTRODUCCIÓN ............................................................................................... 3
1.1. Situación geográfica ......................................................................................... 3
1.2. Situación geológica........................................................................................... 4
1.2.1. Macizo Hespérico ...................................................................................... 5
1.2.2. Región Vasco-Cantábrica .......................................................................... 7
2. OBJETIVOS Y METODOLOGÍA ...................................................................... 9
2.1. Objetivos ........................................................................................................... 9
2.2. Metodología ...................................................................................................... 9
3. RESULTADOS Y DISCUSIÓN ........................................................................ 10
3.1. Estratigrafía .................................................................................................... 10
3.1.1. Ciclo Varisco ........................................................................................... 10
3.1.2. Ciclo Alpino ............................................................................................. 12
3.1.2.1. Permo-triásico ................................................................................... 12
3.1.2.2. Jurásico Inferior y Medio (Jurásico Marino) .................................... 15
3.1.2.3. Jurásico Superior-Cretácico Inferior ................................................. 15
3.2. Estructura ........................................................................................................ 16
3.2.1. Ciclo Varisco ........................................................................................... 17
3.2.1.1. Cabalgamientos variscos y pliegues asociados ................................. 17
3.2.1.2. Fallas tardivariscas ............................................................................ 19
3.2.2. Ciclo Alpino ............................................................................................. 23
3.2.2.1. Etapa extensional .............................................................................. 25
3.2.2.2. Etapa compresiva .............................................................................. 27
4. CONCLUSIONES .................................................................................................... 32
5. BIBLIOGRAFÍA ...................................................................................................... 34
6. ANEXOS .................................................................................................................. 39
1
Resumen
En este trabajo se muestra la geología del área situada en los alrededores del Desfiladero
de La Hermida, concretamente entre los valles de los ríos Duje y Lamasón, en la parte central
de la Cordillera Cantábrica. Geológicamente, la zona estudiada comprende la Unidad de Picos
de Europa de la Zona Cantábrica, la más externa del Orógeno Varisco, y parte de la terminación
oriental de la Región Vasco-Cantábrica del Orógeno Alpino Pirenaico. Se ha elaborado un mapa
geológico a escala 1: 25.000 y cinco cortes geológicos con el fin de mejorar el conocimiento de
las relaciones estructurales entre el basamento varisco y la cobertera permo-mesozoica.
Estratigráficamente, en el área de estudio existen dos conjuntos de rocas: un basamento
paleozoico que tiene rocas con edades comprendidas entre el Ordovícico Inferior y el
Carbonífero superior y que están relacionados con el Ciclo Varisco y una cobertera permo-
mesozoica, con edades comprendidas entre el Pérmico Inferior y el Cretácico Inferior, que está
relacionada con el Ciclo Alpino.
El basamento paleozoico fue estructurado por un apretado sistema de cabalgamientos
de trazado E-O a NE-SO durante la Orogenia Varisca, los cuales muestran una dirección de
transporte tectónico hacia el S–SO y que debido a la cinemática de su emplazamiento están
invertidos en la parte N de la zona de estudio. Estos cabalgamientos presentan muy pocos
pliegues asociados debido al carácter masivo de las formaciones paleozoicas. Posteriormente
al emplazamiento de los cabalgamientos variscos se producen una serie de desgarres dextros
(fallas tardivariscas) de dirección ONO-ESE que están relacionados con las últimas etapas de
cierre del Arco Astúrico.
A comienzos del Ciclo Alpino se produce un periodo extensional dividido en dos etapas:
una permo-triásica y otra Jurásico Superior-Cretácico Inferior. En la zona de estudio están muy
bien conservadas las estructuras extensionales pérmicas.
La principal estructura relacionada con la compresión alpina en esta región es el Sistema
Imbricado de Cabuérniga, un conjunto de fallas inversas con dirección E-O, que atraviesa toda
la zona de estudio y aparece cobijando materiales permo-mesozoicos en su bloque sur, donde
se sitúa el Sinclinal de Tudanca. El Sistema de Cabuérniga presenta un desplazamiento
acumulado que varía longitudinalmente desde 750 m en el sector oeste a 2.000 m en el sector
este. Esta diferencia se debe a una transferencia de desplazamiento desde el N, asociada con el
rejuego alpino de las fallas tardivariscas de Pelea y Peñamellera, que constituirían “tear faults”
de los cabalgamientos alpinos en este periodo.
En el bloque norte de la Falla de Cabuérniga se han reconocido dos cabalgamientos
retrovergentes e inclinados al sur: las Fallas de Canales y Riclones, que son las estructuras
compresivas alpinas más modernas reconocidas en la zona.
2
Abstract
Throughout this study it is to be seen the geology of an area located in the surroundings
of the Hermida Gorge, more precisely, between the valleys of the river Duje and the river
Lamasón, in the central part of the Cantabrian Mountains. Geologically, the studied zone
comprises the Picos de Europa Unit of the Cantabrian Zone, the most external zone of the
Variscan Orogen, and part of the eastern ending of the Basque-Cantabrian Region of the Alpine-
Pyrenean Orogen. There have been made a geological map at a scale of 1:25.000 and five
geological cross-sections with the aim of improving the knowledge about the structural
connections between the Variscan basement and the Permian-Mesozoic cover.
Stratigraphically, in the studied area can be found two rock sets: a Paleozoic basement,
which has rocks with ages that can be comprised between the Lower Ordovician and the Upper
Carboniferous and that can be related to the Variscan Cycle, and a Permian-Mesozoic cover
with ages comprised between the Lower Permian and the Lower Cretaceous, which can be
related to the Alpine Cycle.
The Palaeozoic basement was structured by a tightened system of thrusts tracing from
E-W to NE-SW during the Variscan Orogeny which demonstrate the direction of the tectonic
transportation towards S-SW and which, due to its kinematics emplacement, are inverted in the
north part of the zone of study. These thrusts present scarce associated folds. After the Variscan
thrusts’ emplacement, a series of dextral strike-slip faults (late-Variscan faults) with WNW-
ESE direction is produced, which are related to the last closing of the Asturian Arc.
At the beginning of the Alpine Cycle an extensional period divided in two stages has
been developed: one Permian-Triassic and another Upper Jurassic – Lower Cretaceous. In the
studied zone can be found very well preserved Permian extensional structures.
The main structure related to the alpine compression in this region is the Cabúerniga
Imbricated System, a set of inverse faults with direction E-W, which goes through the zone of
study and appears wrapping up Permian-Mesozoic rocks in its south block, where can be seen
the syncline of Tudanca. The Cabuérniga Imbricated System shows an accumulated shift that
varies longitudinally from 750 m in the west sector to 2.000 m in the east sector. This difference
is due to a shift transfer from the North, associated with the alpine reactivation of late-Variscan
Pelea and Peñamellera faults, which would be tear faults of the alpine thrusts in this period.
In the north block of the Cabuérniga Fault there have been recognised two south dipping
back thrusts: the Canales and Riclones faults, which are the youngest compressive alpine
structures recognised in the study zone.
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1. INTRODUCCIÓN
1.1. Situación geográfica
La zona de estudio se encuentra situada en la parte occidental de la comunidad autónoma
de Cantabria y en el oriente del Principado de Asturias (Fig. 1.1) y se enmarca en los municipios
de Cabezón de Liébana, Lamasón, Peñarrubia y Tresviso en Cantabria y en los de Cabrales,
Peñamellera Alta y Peñamellera Baja en Asturias.
Fig. 1.1.- Situación geográfica del área de estudio.
Fisiográficamente se localiza en la Cordillera Cantábrica e incluye parte del macizo
oriental de los Picos de Europa (sierras de Bejes y el Cocón) y el macizo de Peñarrubia, este
último separado de los Picos de Europa por el río Deva a su paso por el desfiladero de La
Hermida. Las cumbres más representativas de la zona son el Pico Obesón (1.449 m), Cueto
Cerralosa (1.565 m), Cueto del Ave (836 m), Pico de Pelea (1.382 m), Pico el Sestón (1.083 m)
y Gamonal (1.228 m) (Fig. 1.2)
Dicha zona de estudio se encuentra delimitada al oeste por el valle del río Duje en
Asturias (afluente del Cares) y al este por el de Lamasón en Cantabria (afluente del Nansa) que,
como el resto de los cauces fluviales de esta zona (Deva y su afluente el Urdón), se encajan
fuertemente, dando lugar a profundos cañones.
4
En cuanto a la demografía, se trata de una zona con una densidad de población muy
baja, pues tan solo Sotres supera los 100 habitantes, teniendo el resto de pueblos alrededor de
50 habitantes, entre los que podemos señalar: Tresviso, Bejes, La Hermida, Linares, Cicera,
Lafuente y Sobrelapeña (Fig 1.2).
Fig. 1.2.- Situación geográfica de la zona de estudio en un mapa MTN200, origen y propiedad de © Instituto
Geográfico Nacional.
1.2. Situación geológica
La zona de estudio se encuentra en la Cordillera Cantábrica, que forma parte del
Orógeno Alpino Pirenaico, más concretamente se sitúa en el límite entre su parte occidental,
denominada Región Astur-Galaica y la Oriental o Región Vasco-Cantábrica (Martín-González
y Heredia, 2011a) (Fig. 1.3 y Fig. 1.4) que representan dos dominios geológicos claramente
diferenciados. La Región Astur-Galaica está constituida por un basamento paleozoico,
previamente deformado durante la Orogenia Varisca (Macizo Hespérico), mientras que la
región Vasco-Cantábrica está formada fundamentalmente por rocas de la cobertera mesozoico-
cenozoica que fueron deformadas solo durante el Ciclo Alpino.
Fig. 1.3.- Situación de la zona de estudio en el esquema estructural que muestra las diferentes regiones del Orógeno
Alpino Pirenaico y del Norte de la Península Ibérica según Martín-González y Heredia, 2011a).
5
Fig. 1.4.- Cartografía geológica del plan del IGME mostrando la zona de estudio y el Sistema Imbricado de la
Falla de Cabuérniga (Merino-Tomé et al., 2014)
1.2.1. Macizo Hespérico
El Macizo Hespérico forma parte del basamento pre-mesozoico de Europa Occidental
y Central y está formado por rocas que van del Neoproterozoico al Carbonífero, deformadas,
metamorfizadas e intruidas por diferentes granitoides entre el Devónico Superior y el Pérmico
inferior, edad de la Orogenia Varisca (Pérez-Estaún y Bea, 2004), cuyas estructuras forman un
arco característico en la parte occidental de la Península Ibérica (Arco Astúrico o Ibero-
Armoricano). Este macizo fue dividido por Lotze (1945) en seis zonas diferenciadas por
criterios estructurales, paleogeográficos, estratigráficos, metamórficos y magmáticos que son:
Zona Cantábrica, Zona Asturoccidental-Leonesa, Zona Galaico-Castellana, Zona Lusitano-
Alcúdica, Zona de Ossa-Morena y Zona Sudportuguesa. Estas zonas se redujeron a cinco por
Julivert et al. (1972) uniendo la Zona Galaico-Castellana y la Zona Lusitano-Alcúdica en la
Zona Centroibérica. Posteriormente se modificaron ligeramente los límites entre las mismas y
se introdujo dentro de la Zona Centroibérica una nueva zona llamada Zona de Galicia-Trás-os-
Montes (Farias et al., 1987, Fig. 1.5).
De este modo, el macizo Hespérico se encuentra dividido actualmente en 6 zonas, que
de más externa más interna son: Zona Cantábrica, Zona Asturoccidental-Leonesa, Zona
Centroibérica, Zona de
Galicia-Trás-os-Montes,
Zona de Ossa-Morena y
Zona Sudportuguesa (Fig.
1.5).
Fig. 1.5. Esquema del Macizo
Hespérico según Farias et al.,
(1987). Tomado de Vera, (2004).
6
La parte más occidental de la zona de estudio se encuentra situada sobre la Zona
Cantábrica, que es la más externa del Macizo Hespérico y ocupa el núcleo del Arco Astúrico.
La Zona Cantábrica se caracteriza por tener una deformación superficial (tectónica de piel fina)
cuyo rasgo estructural más importante es la presencia de cabalgamientos y pliegues asociados.
No existe metamorfismo ni foliaciones tectónicas, excepto en áreas muy localizadas, y presenta
un registro estratigráfico paleozoico muy completo (Pérez-Estaún y Bea, 2004). La Zona
Cantábrica se divide a su vez en una serie de unidades/regiones/provincias que han sido
denominadas por Julivert (1971): Pliegues y Mantos, Cuenca Carbonífera Central, Ponga, Picos
de Europa y Pisuerga-Carrión (Fig. 1.6).
Fig. 1.6.- Mapa geológico de la Zona Cantábrica mostrando las principales unidades (basado en Julivert, 1971).
Tomado de Vera, (2004). La zona de estudio aparece marcada con un recuadro rojo.
Más recientemente, Alonso et al. (2009) proponen una subdivisión muy precisa de la
Zona Cantábrica, en la que se prescinde de la antigua Región/Unidad de los Picos de Europa,
que se incluye en la que denominan Unidad de Bodón-Ponga. Esta unidad comprendería las
antiguas unidades del Aramo y Bodón de la Región de Pliegues y Mantos, la Región de la
Cuenca Carbonífera Central y las regiones del Ponga y Picos de Europa de Julivert (1971). Sin
embargo, en este trabajo se mantendrá diferenciada la Región/Unidad de Picos de Europa como
una unidad morfoestructural fácilmente reconocible que presenta claras características
distintivas, como son la presencia de una serie carbonatada que abarca la mayor parte del
Carbonífero (Fig. 1.6).
La Unidad de Picos de Europa se encuentra al NE de la Zona Cantábrica y el rasgo
principal consiste en un sistema imbricado de cabalgamientos que repiten numerosas veces la
sucesión paleozoica (Marquínez, 1989). Esta unidad está constituida principalmente por rocas
carboníferas, fundamentalmente carbonatadas, entre las que se intercalan algunas secuencias
siliciclásticas y solamente en una estrecha franja a lo largo del límite N afloran rocas de edad
Cambro-Ordovícica. Por otra parte, prácticamente no existen pliegues debido al carácter masivo
7
de las rocas de esta unidad (Farias, 1982). La Unidad de Picos de Europa está limitada por la
Unidad de Bodón- Ponga al N, O y SO y por la Unidad del Pisuerga-Carrión en la mayor parte
de su borde S (Aller et al., 2004). Según Marquínez (1989) y Farias y Heredia (1994), los
cabalgamientos de los Picos de Europa son fallas lístricas dirigidas hacia el S que convergen en
un cabalgamiento basal localizado en los niveles inferiores de la sucesión carbonífera. Existen
también grandes fallas oblicuas al trazado de las escamas que tienen dirección NO-SE
(Marquínez, 1989) y otras fallas que cortan rocas postorogénicas, lo que indica que la
deformación alpina reactivó algunos cabalgamientos variscos (Aller et al., 2004). Estos
aspectos serán tratados ampliamente más adelante.
1.2.2. Región Vasco-Cantábrica
La Región Vasco-Cantábrica de la Cordillera Cantábrica se caracteriza por tener un gran
espesor de rocas mesozoicas, 12.000 m según Brinkmann y Lögters (1968), sobre todo del
Cretácico. Se divide en tres dominios: Arco Vasco, Surco Navarro-Cántabro y Plataforma
Norcastellana (Fig. 1.7).
La parte oriental de la zona estudiada se sitúa en el sector occidental del Surco Navarro-
Cántabro, colindante con el Macizo Hespérico del NO peninsular. En este límite la serie
mesozoica presenta unos espesores mucho menores que en sectores más orientales, de modo
que en el entorno de las principales fallas alpinas suelen aflorar retazos del basamento
paleozoico varisco.
Fig. 1.7.- Esquema de
división de la Región
Vasco-Cantábrica.
Tomado de Vera (2004).
Una de estas
estructuras alpinas es la denominada Falla de Cabuérniga (Fig. 1.6) que afecta tanto a la Zona
Cantábrica como a la Región Vasco-Cantábrica. Se trata de una falla de trazado E-O que se
prolonga más de 150 km por el borde N de la Cordillera Cantábrica y que es la principal
estructura alpina reconocida en este trabajo. Esta falla tiene una historia larga, pues resulta del
rejuego de cabalgamientos variscos en la Zona Cantábrica, al principio reactivados como fallas
extensionales durante el mesozoico, donde ha ejercido control sobre la sedimentación de esa
8
edad. Por último, ha funcionado como una falla inversa durante la compresión alpina (García-
Espina, 1997). En la actualidad la Falla de Cabuérniga presenta frecuentes afloramientos de
aguas termales que son el vestigio de su reciente actividad.
9
2. OBJETIVOS Y METODOLOGÍA
2.1. Objetivos
Los objetivos de este trabajo son mejorar el conocimiento de las estructuras en el entorno
del desfiladero de la Hermida, para establecer la relación entre aquellas que afectan al
basamento varisco y las que están presentes en la cobertera permo-mesozoica de la Región
Vasco-Cantábrica. La disposición espacial y temporal de las estructuras y el análisis
comparativo realizado deriva en un conocimiento sobre la evolución temporal de cada
estructura, lo que permite esclarecer su papel jugado en las diferentes etapas de deformación de
la región. Con este estudio ha sido posible conocer la historia de las estructuras de la cobertera:
si han tenido herencias variscas y la cantidad de rejuego que han sufrido en las etapas
extensionales y compresivas del ciclo alpino. Otro objetivo de este trabajo es el establecimiento
de la relación entre la tectónica alpina y la sedimentación de las rocas permo-mesozoicas.
2.2. Metodología
La metodología utilizada para la realización de este Trabajo de Fin de Master es la
habitual para cualquier trabajo de investigación que incluya la realización de un mapa geológico
y su interpretación. Primeramente se ha hecho una recopilación bibliográfica sobre todos los
aspectos que están relacionados con el contenido de este trabajo. Posteriormente se ha realizado
una cartografía geológica de la zona a escala 1:25.000 partiendo de trabajos cartográficos
previos, fundamentalmente del IGME, como las Hojas del MAGNA a escala 1:50.000 nº 56
(Martínez García et al., 1984) y 57 (Carreras Suárez et al., 1978) y el GEODE de la Zona
Cantábrica (Merino Tomé et al., 2014) el cual se ha tomado como base para la cartografía del
basamento varisco. Para el trabajo de campo se contó también con el apoyo de fotografías aéreas
a escala 1:20.000, así como las ortofotos y la base topográfica 1:25.000 del IGN. Para la
confección de dicha cartografía se ha realizado una campaña de campo de 15 días que permitió
el reconocimiento y separación de las principales unidades litoestratigráficas de la zona y en la
que además se midieron diversos elementos estructurales (planos de falla, estratificaciones, ejes
de pliegues, etc). Todas las medidas y contactos se situaron de forma precisa en los mapas
mediante la aplicación móvil TwoNav. Una vez realizado el mapa geológico se realizaron un
total de 5 cortes geológicos que permitieron completar la descripción estructural de la zona de
estudio y la relación entre la estructuras variscas y las del Ciclo Alpino y la de estas últimas con
los materiales permo-mesozoicos.
10
3. RESULTADOS Y DISCUSIÓN
3.1. Estratigrafía
En el área estudiada la sucesión estratigráfica comprende materiales con edades que
abarcan desde el Ordovícico Inferior hasta el Cretácico Inferior, encontrando una importante
laguna estratigráfica que abarca desde el Ordovícico Medio hasta el Devónico Superior.
Podemos separar esta sucesión en dos grandes grupos atendiendo a sus diferencias
estructurales: rocas relacionadas con el Ciclo Varisco (con edades comprendidas entre el
Cámbrico y el Carbonífero) y rocas relacionadas con el Ciclo Alpino (con edades comprendidas
entre el Pérmico y el Cretácico Inferior).
3.1.1. Ciclo Varisco
Dentro del Ciclo Varisco se puede separar una secuencia preorogénica con una edad
comprendida entre el Cámbrico y el Devónico Superior, aquí representada solo por rocas
ordovícicas y una secuencia sinorogénica comprendida entre el la parte más alta del Devónico
Superior y el Carbonífero superior. Las rocas del Ciclo Varisco (Fig. 3.1) se describirán
sucintamente de acuerdo con Merino-Tomé (2004) y trabajos por él citados, ya que no son el
objeto de este estudio.
Fig. 3.1.- Columna estratigráfica sintética de la sucesión paleozoica pre-Pérmico en el borde nororiental de la
Región de Picos de Europa. Tomada de Merino-Tomé (2004).
11
Formación Barrios. Son los materiales más antiguos que afloran en la zona de estudio
y afloran en la parte más septentrional de la zona. Se trata de ortocuarcitas blancas o blanco
amarillentas bien estratificadas que esporádicamente tienen intercalaciones de pizarras
verdosas. Tradicionalmente se han denominado “Cuarcitas de Barrios” (Comte, 1959). Tiene
frecuentes estratificaciones cruzadas y bioturbaciones (Skolithos y Cruziana). Tiene una edad
Ordovícico Inferior.
Formación Ermita. Se reduce a escasos metros (no más de 30 m) de areniscas
cuarcíticas, a veces con cemento carbonatado y microconglomerados que se apoyan en
paraconformidad sobre la Formación Barrios y que en ocasiones son difíciles de separar a
simple vista de esta última Formación. Tiene una edad Devónico Superior, entre el Frasniense
y el Fameniense.
Formación Vegamián. Está compuesta por pizarras negras y limolitas con nódulos de
fosfato, manganeso y chert. Solo aparece en las proximidades del gran afloramiento de
Formación Barrios que corta el río Deva en la parte N de la zona de estudio (Mapa 3). Tiene un
espesor menor de 10 m y una edad Tournaisiense.
Formación Alba. También conocida como caliza “griotte” carbonífera. Se trata de una
serie condensada de 20-30 m de calizas micríticas nodulosas, con una típica coloración rojiza
que desaparece progresivamente hacia techo. También incluye un tramo intermedio de
radiolaritas rojas. Su edad es Carbonífero inferior, entre el Tournaisiense superior y el
Visseense. En el mapa geológico, esta Formación junto con las formaciones Vegamián y Ermita
se incluyen en los límites de la Formación Barrios, debido al pequeño espesor de estas.
Formación Barcaliente. Junto a la Formación Valdeteja constituye la “Caliza de
Montaña”. Consta de 180-350 m de calizas micríticas negras y fétidas, finamente laminadas y
azoicas. Las litofacies presentes en la Región de Picos de Europa son características de
ambientes marinos profundos de cuenca. Su edad es Serpukhoviense.
Formación Valdeteja. Su espesor es variable, desde los 300-350 m en los Macizos
Occidental y Central, y unos 100 m en el borde sur. Se trata de calizas mudstone laminadas,
calizas bioclásticas grises y brechas calcáreas. En la base se pueden encontrar calizas micríticas
con cherts, nódulos de hierro y manganeso. Su edad es Bashkiriense, hasta comienzos del
Moscoviense.
Formación Picos de Europa. Esta Formación tiene un espesor medio de 750 m. Solo
aparece en la Región de Picos de Europa y en el norte de la Unidad de Bodón-Ponga. Existen
dos grupos de facies principales: una correspondiente a una plataforma interna que se
caracteriza por una sucesión de calizas wackestone y packstone, y otra, correspondiente a una
plataforma externa de varios kilómetros de anchura bordeando la anterior que se caracteriza por
sucesiones clinoformales constituidas por biocmicritas, brechas y calizas rudstone
interdigitadas por espiculitas, que registran la progradación de la plataforma. Su edad es
Moscoviense, pero debido a su diacronismo basal puede incluso ser Bashkiriense superior. Al
12
igual que Merino-Tomé (2014), ante la imposibilidad de separar de forma clara esta Formación
de la de Valdeteja, en el mapa geológico se ha optado por representar ambas como una única
unidad.
Formación Lebeña. Es una sucesión de pizarras negras en las que aparecen
conglomerados calcáreos intercalados (más abundantes hacia la base), calizas y algunas
areniscas, encontrándose notables cambios de facies. Además, existen abundantes depósitos
olistostrómicos. El material procede de la removilización de la propia Formación Lebeña y de
las calizas subyacentes. Aparecen a menudo concreciones silíceas microcristalinas de forma
lenticular. La Formación Lebeña se apoya discordantemente sobre la Formación Picos de
Europa y puede tener 700 m de espesor. Su edad es Kasimoviense. Se trata de una secuencia
relacionada con la estructuración y levantamiento de la Región de los Picos de Europa durante
la Orogenia Varisca.
3.1.2. Ciclo Alpino
Los sedimentos relacionados con el Ciclo Alpino se apoyan de forma discordante sobre
los del Ciclo Varisco y se encuentran notablemente menos deformados.
En la zona estudiada solo aflora parte de la secuencia preorogénica de este ciclo, y que
en esta zona tiene una edad comprendida entre el Pérmico y el Cretácico Inferior. Dicha
secuencia es el objeto fundamental de este trabajo y en ella pueden separarse hasta tres
conjuntos de rocas en función de su relación con la tectónica extensional típica de dicho periodo
(García-Espina, 1997) y que dio lugar a la denominada Cuenca Vasco-Cantábrica, relacionada
con la apertura del actual Golfo de Vizcaya. De este modo se puede separar: (i) un conjunto
basal permo-triásico, fundamentalmente de origen continental, relacionado con un primer
episodio de rift, (ii) un conjunto intermedio de edad Jurásico Inferior, fundamentalmente
marino, relacionado con una atenuación del episodio anterior, y (iii) un conjunto superior, de
edad Jurásico Superior-Cretácico Inferior, de origen marino-continental, relacionado con una
aceleración del proceso de rifting y que dio lugar a cuencas muy subsidentes, con depocentros
profundos donde se acumularon miles de metros de rocas de dicha edad. En el contexto de la
Cuenca Vasco-Cantábrica existe un conjunto terminal dentro de la secuencia preorogénica, el
cual es fundamentalmente marino y de edad Cretácico Superior. Este conjunto terminal aparece
relacionado con procesos de subsidencia térmica y tiene un carácter expansivo, aunque no
aparece representado en el área de este estudio.
3.1.2.1. Permo-triásico
Las series pérmicas y triásicas de la zona de estudio y del norte peninsular, en general,
se caracterizan por su color rojizo y su escasez de fósiles, lo que ha impedido precisar su edad.
Se incluye en el Pérmico al conjunto de materiales discordantes sobre el basamento varisco,
que incluye niveles datados como Pérmico inferior (Martínez García, 1981). Del mismo modo,
se considera Triásico, en un sentido laxo, a los materiales cuyas características estratigráficas
13
son las típicas de la facies Buntsandstein (con intercalaciones de conglomerados), que se apoyan
discordantemente tanto sobre las series pérmicas como sobre el basamento varisco y que en
este estudio se han asimilado a la Formación Alto Campoo.
Pérmico
Formación Sotres. Se dispone discordantemente sobre el basamento varisco y queda
limitada a techo por una nueva discordancia que los separa de los sedimentos triásicos. Al NE
de Piñeres (Fig. 1.2), donde mejor representada está la Formación Sotres, aparece un tramo
basal de arcillas margosas, limolitas y areniscas de grano fino, que son de colores gris verdoso
y pardo, con carbonatos y cristales de pirita, lo que indica condiciones reductoras según
Burkhardt (1976). Por encima aparecen niveles de brechas calcáreas, fácilmente reconocibles,
que son los que suelen aparecer discordantes sobre los materiales variscos. Los cantos proceden
de las calizas carboníferas (Fm. Barcaliente, Fm. Valdeteja y Fm. Picos de Europa) y aparecen
inmersos en una matriz limolítica ferruginosa de un color rojo intenso. Estas brechas (Fig 3.2)
se forman en las proximidades de las fallas normales que limitan los afloramientos pérmicos.
Los cantos de calizas son angulosos y carecen de evidencias de disolución, lo que indica un
transporte corto. En algunas zonas, sobre este tramo basal, aparecen arcillas, limolitas y
areniscas rojas, entre las que se intercalan algunos niveles de conglomerados silíceos. En
ocasiones aparecen algunas intercalaciones calcáreas de origen lacustre y niveles volcánicos
y/o volcanosedimentarios repartidos por toda la serie, aunque en la zona de estudio los niveles
calcáreos solo aparecen en la parte baja de la serie y en un afloramiento situado en las cercanías
de Sotres. Se trata de una sedimentación relacionada con abanicos aluviales áridos controlada
por fallas, con depocentros muy localizados (Martínez García et al., 1984). Con base en las
muestras palinológicas de las calizas de esta Formación, su edad es Autuniense (Asseliense a
Artinskiense) (Martínez García, 1981).
Fig. 3.2.- Aspecto de la brecha basal pérmica en las cercanías de Roza.
14
Triásico
Los materiales triásicos también están limitados a muro y a techo por superficies de
discordancia. En su base se superponen indistintamente sobre el Pérmico (ej.: N de Linares,
Fig. 1.2) o el Carbonífero (Cerro de Santa Catalina, Fig. 1.2, mapa 2 y Fig. 3.3), mientras que
a techo quedan cubiertos por el Jurásico marino.
Fig. 3.3.- Discordancia angular entre la Fm. Alto Campoo y las calizas carboníferas en el Cerro de Santa Catalina.
Formación Alto Campoo. Fue definida por García-Espina (1997). Anteriormente se
denominaba Formación Nansa (Maas, 1974) y comprende los materiales triásicos que engloban
tanto a la facies Buntsandstein como a la facies Keuper. Se compone de materiales silicilásticos,
predominando los conglomerados y areniscas en su parte baja y las areniscas y lutitas en la
parte alta. La Formación Alto Campoo ha sido dividida por García-Espina (1997) en cuatro
unidades informales que de muro a techo son: Conglomerados basales, Capas del Tres Mares,
Capas del Hijar y Capas de Proaño. En la zona de este estudio la mayor parte del Triásico podría
asimilarse a las Capas del Tres Mares de este autor, encontrándose en su parte superior una
serie de sedimentos de grano fino, que afloran únicamente en los alrededores de la localidad de
Cicera, que podrían corresponder a las Capas de Proaño y que recuerdan a las antiguas Facies
Keuper. El espesor total de la Formación es de 850 m, si bien en la zona estudiada no superan
los 400 m. Sopeña et al. (2009) han datado las Capas de Proaño como Ladiniense superior, de
modo que esa la edad del techo de esta Formación.
15
3.1.2.2. Jurásico Inferior y Medio (Jurásico Marino)
En el Jurásico Inferior-Medio se han diferenciado cartográficamente dos unidades
litoestratigráficas: una inferior que está constituida por dolomías, calizas dolomíticas y
carniolas que proporcionan un resalte en el relieve y una superior de margocalizas, margas y
lutitas (García-Espina, 1997). La unidad superior tiene edad Liásico superior- Dogger (Dahm,
1957; Ramírez del Pozo, 1971), mientras que la inferior se atribuye al Liásico inferior por su
posición relativa respecto a la unidad superior (Carballeira, 1974). En este trabajo se usará la
nomenclatura propuesta por García-Espina (1997) para denominar a estas dos unidades, que a
su vez la toma de Valenzuela (1986): Formación Gijón para la unidad inferior y Formación
Rodiles para la unidad superior.
Formación Gijón. Consiste en calizas dolomíticas y dolomías masivas con frecuente
presencia de carniolas. En el contacto con el Triásico aparecen unas brechas dolomíticas que se
depositan aprovechando paleorrelieves en los materiales infrayacentes. En los niveles más altos
aparecen calizas grises tableadas con esporádicas acumulaciones de fragmentos fosilíferos
(García-Espina, 1997). Su potencia es constante, en torno a los 250 m. En la zona de estudio la
Formación Gijón se apoya sobre los materiales pérmicos y triásicos fosilizando algunas fallas.
Su edad es Rhaetiense a Pliensbachiense (Valenzuela, 1986).
Formación Rodiles. Se caracteriza por una alternancia de calizas micríticas, margas y
lutitas de tonos pardos y grises. La parte inferior es margosa de color gris claro con fósiles. La
parte superior es calcárea y tableada. En estos niveles se pueden encontrar grandes
acumulaciones de fauna marina que han permitido realizar una biozonación muy precisa. En
ese sector su espesor es pequeño (450 m en Quintanilla, ver Fig. 1.2) en comparación con su
depocentro (800 m). Su edad es Pliensbachiense a Calloviense (Dahm, 1957).
El final de la sedimentación triásica se produce con una transgresión marina durante el
Jurásico que dio lugar a la sedimentación de facies carbonatadas en un medio de plataforma,
representada por las formaciones Gijón y Rodiles, (Ramírez del Pozo, 1971), que evolucionaron
desde ambientes supramareales e intermareales (Fm. Gijón) a condiciones de plataforma
externa (Fm. Rodiles) (Valenzuela, 1986).
3.1.2.3. Jurásico Superior-Cretácico Inferior
El Grupo Cabuérniga junto con el suprayacente Grupo Pas constituyen el Conjunto
Superior de la secuencia preorogénica alpina en la zona de estudio.
Grupo Cabuérniga
El Grupo Cabuérniga se constituye por una potente sucesión de sedimentos fluviales,
lacustres y de ambientes intermedios (marino-continentales) situados entre la Formación
Rodiles y la discordancia de los Llares (Pujalte, 1976) que lo separa del Grupo Pas, aunque esta
discordancia solo es reconocible en algunos sectores próximos al borde norte y oeste de la
16
cuenca. Las formaciones que integran el Grupo Cabuérniga presentan gran variabilidad lateral
debido a que la tectónica extensional sinsedimentaria compartimenta la cuenca dando lugar a
una gran variedad de dominios paleogeográficos (Pujalte, 1989). En la zona de estudio solo se
encuentran dos formaciones de las cinco que componen este grupo.
Formación Saja. Fue definida por Pujalte (1982) y constituye en este sector la base del
Grupo Cabuérniga. Se trata de una unidad conglomerática de carácter discontinuo con un
espesor medio que oscila entre 0 y 120 m. Ha sido interpretada por Pujalte (op.cit) como una
unidad estratigráfica que rellenó paleovalles de dirección E-O encajados en las margas y calizas
del infrayacente Jurásico marino. Su edad es Jurásico Superior-Cretácico Inferior (Tithoniense).
Formación Arcera. Se caracteriza por una sucesión monótona de areniscas, limolitas y
lutitas rojas con alguna intercalación de conglomerados cuarcíticos. Esta Formación presenta
importantes variaciones de espesor, si bien en la zona de estudio su espesor es de 250-300 m.
Las areniscas suelen tener estratificaciones cruzadas y bioturbación. En las lutitas son
frecuentes las grietas de desecación y los caliches. Su edad es Jurásico Superior-Cretácico
Inferior, Titoniense a Valanginiense (Pujalte, 1974).
Grupo Pas
Formación Bárcena Mayor. Junto con la Formación Vega de Pas, que no aflora en la
zona de estudio, forma el Grupo Pas. La base de esta Formación está representada por la
discordancia de los Llares, que la separa del Grupo Cabuérniga infrayacente. Hacia el sur de la
zona de estudio esta discordancia se pierde. La Formación Bárcena Mayor está compuesta
fundamentalmente por areniscas con estratificaciones cruzadas, cuerpos canaliformes y ripple
marks, esporádicamente aparecen microconglomerados (Pujalte, 1976 y 1982). Tiene una
potencia de entre 100 y 600 m, con los mayores espesores en el sur y reduciéndose
considerablemente hacia el norte, alcanzando en la zona de estudio un espesor medio de 250 m.
Su edad es Cretácico Inferior, Valanginiense superior a Hauteriviense inferior (Pujalte, 1974).
3.2. Estructura
La estructura de la parte centro-oriental de la Cordillera Cantábrica, en la que se enmarca
este estudio, se caracteriza porque las rocas que la componen han sido deformadas en dos ciclos
orogénicos distintos, el Ciclo Varisco (Ediacarense-Carbonífero) y el Ciclo Alpino (Pérmico-
Mioceno). El Ciclo Varisco culmina con la Orogenia Varisca que tuvo lugar entre el Devónico
Superior y el Carbonífero superior, aunque algunas estructuras (tardivariscas) pudieron llegar
hasta la parte basal del Pérmico. La Orogenia Varisca estuvo precedida de una etapa extensional
que finalizó en el Silúrico y de cuyas estructuras existen escasos datos, debido a que son
difíciles de reconocer a causa del intenso acortamiento sufrido durante la Orogenia Varisca. El
Ciclo Alpino comenzó con un periodo extensional dividido en dos etapas: una Pérmico-Triásica
y otra Jurásico Superior-Cretácico Inferior. Posteriormente, a partir del Cretácico Superior,
17
tiene lugar la Orogenia Alpina Pirenaica, que en esta zona no muestra evidencias de
deformaciones importantes hasta el Eoceno, y que finalizó en el Mioceno superior.
El Ciclo Varisco afectó a las rocas paleozoicas de la Unidad de Los Picos de Europa de
la Zona Cantábrica, que ocupa la mayor parte de la zona de estudio; mientras que el Ciclo
Alpino, además de al Paleozoico, afectó a los materiales mesozoicos de la parte más occidental
de la Región Vasco-Cantábrica que aflora en la parte suroriental de la zona de este estudio.
La deformación alpina reactivó las estructuras variscas de la Unidad de Picos de Europa,
si bien no modificó sustancialmente el edificio estructural previo (Pulgar et al., 1999). En la
zona estudiada, las estructuras más importantes son los cabalgamientos, formados durante el
Ciclo Varisco, muchos de los cuales han sido reactivados o reaprovechados durante el Ciclo
Alpino.
3.2.1. Ciclo Varisco
Como se ha mencionado anteriormente, las estructuras extensionales de comienzos del
Ciclo Varisco son muy difíciles de reconocer. Sin embargo, en la zona de estudio existen
algunas evidencias relacionables con esta etapa de deformación. Al N de la Falla de Cabuérniga,
la Formación Barrios tiene un espesor de alrededor de 250 m (mapa 3 y corte E-E’), mientras
que al S, de esta estructura, y según diferentes autores, esta Formación nunca más vuelve a
aflorar (Maas, 1974; Marquínez, 1978 y 1989; Farias, 1982; entre otros). Este hecho puede ser
interpretado como debido a que la Falla de Cabuérniga en este sector resulta de la reactivación
parcial de un cabalgamiento varisco que, a su vez, se produjo por el rejuego de una falla normal
ordovícica que constituyó el límite meridional del área de sedimentación de la cuarcita de
Barrios.
La deformación compresiva varisca alcanza la Unidad de Picos de Europa entre finales
del Carbonífero (Kasimoviense/Estefaniense B) y el Pérmico basal. Dicha edad se ha
establecido a partir de los depósitos sinórogenicos que afloran dentro de la Unidad (Marquínez,
1978, Rodríguez-Fernández y Heredia, 1987; Rodríguez-Fernández et al., 2002, Merino-Tomé
et al., 2009), (Fms. Lebeña y Áliva), como de los que afloran por delante de ella (Grupo
Remoña) y de datos paleomagnéticos (Weil et al., 2010).
La deformación Varisca en la Unidad de Picos de Europa se caracteriza por un buen
desarrollo de cabalgamientos con escasos pliegues asociados y fallas inversas y por la ausencia
de metamorfismo y de clivajes (Marquínez, 1978; Farias, 1982; Marquínez, 1989; Farias y
Heredia, 1994).
3.2.1.1. Cabalgamientos variscos y pliegues asociados
Los cabalgamientos variscos son los responsables del gran apilamiento de materiales
esencialmente calcáreos que constituye esta Unidad, que la acortaron aproximadamente 60 km
(Farias y Marquínez, 1991, Merino-Tomé et al., 2009). Estos cabalgamientos, al N de la Falla
18
de Cabuérniga tienen una dirección predominante E-O (ver mapas, cortes y esquema
estructural), mientras que al sur de la Falla de Cabuérniga, los cabalgamientos tienen una
dirección NE-SO a E-O y se encuentran en posición normal. El transporte tectónico de los
cabalgamientos variscos es hacia el S-SO (Farias y Heredia, 1994) y están imbricados sobre un
cabalgamiento basal que buza hacia el N, como puede observarse en la figura 3.4 (Farias y
Marquinez, 1991).
Fig. 3.4.- Mapa geológico de la Región de Picos de Europa y corte geológico a través del Macizo Occidental.
Tomado de Farias y Marquínez (1991).
Las superficies de cabalgamiento se encuentran paralelas o subparalelas a la
estratificación y, normalmente, convergen en un despegue que se encuentra en el muro de la
Formación Barcaliente, donde se sitúa la caliza “griotte” que es un excelente nivel de despegue.
Aunque de menor importancia, también es posible encontrar niveles de despegue en las brechas
y espiculitas de las Formaciones Valdeteja y Picos de Europa a tenor de lo observado en los
mapas y en los cortes. Este aspecto también ha sido puesto de manifiesto por Farias (1982).
En el Sur de la Unidad de Picos de Europa, los cabalgamientos variscos tienen una
disposición tendida, pues buzan entre 20 y 40º al Norte. Mientras que hacia el Norte están más
verticalizados, llegando incluso a invertirse, como sucede con el Cabalgamiento de San Esteban
(ver mapa 1 y corte B-B’). Esta disposición de las estructuras puede ser interpretada como
debida a que el emplazamiento de los cabalgamientos más jóvenes, situados al Sur, en una
secuencia de bloque inferior, va sucesivamente aumentando el buzamiento de los
cabalgamientos previos, situados por detrás, en este caso al norte. Esta evolución puede
observarse en el modelo de la figura 3.5.
19
Los cabalgamientos variscos apenas tienen pliegues asociados debido a que las calizas
carboníferas están pobremente estratificadas. Sin embargo, el Cabalgamiento de San Esteban
lleva un anticlinal asociado (ver esquema estructural y cortes B-B’ y C-C’) relacionado con una
rampa de bloque superior de dicho cabalgamiento. El Anticlinal de San Esteban presenta un
plano axial inclinado hacia el sur, debido a la inversión del cabalgamiento al que va asociado.
Fig. 3.5.-Modelo ideal que muestra la deformación de la cuña orogénica y el desarrollo sincrónico de las cuencas
estefanienses. Tomado de Merino-Tomé (2004) y Merino-Tomé et al., 2009)
3.2.1.2. Fallas tardivariscas
Estas fallas tienen una dirección principal ONO-ESE, se encuentran muy verticales o
fuertemente inclinadas al NE y presentan un trazado cartográfico de escala kilométrica, de
manera que algunas de estas no solo afectan a la Unidad de Picos de Europa sino que también
discurren por la de Bodón-Ponga y la del Pisuerga-Carrión, situadas respectivamente al N y S
de la primera. El movimiento principal de estas fallas es dextrógiro, son por lo tanto fallas de
desgarre aunque suelen mostrar una cierta componente vertical con levantamiento del bloque
nororiental. Algunas de estas fallas presentan un sistema de fallas satélite que se bifurcan y
unen a la falla principal, lo cual da lugar a una zona de fractura muy amplia, en algunos casos
de anchura kilométrica. Este es el caso del sistema de fracturas del Río Chico (ver esquema
estructural 2) que se bifurcan al SE desde la Falla de Pelea, entre el collado del mismo nombre
(SO del mapa 2), cerca ya del río Deva, y el de Hoja (SE del mapa 1), muy cercano al río Urdón.
20
Estas fallas cortan claramente a los cabalgamientos variscos y en ocasiones puede
observarse (entorno de La Hermida) como no afectan a los materiales pérmicos de la Formación
Sotres, donde además aparecen cortadas por las fallas normales sinsedimentarias con estos
depósitos.
Las fallas de desgarre tardivariscas producen en ocasiones la dolomitización y/o
brechificación de los materiales paleozoicos de su entorno, que puede tener decenas o incluso
centenares de metros de espesor (Fig. 3.6 y 3.7). Ejemplo de esta brechificación es la asociada
con la Falla de Pelea en el collado del mismo nombre (ver mapa 2 y cortes B-B’ y C-C’), donde
además puede observarse que la brechificación no afecta a los materiales triásicos de la
Formación Alto Campoo (Capas del Tres Mares).
Fig. 3.6.- Aspecto en campo de la zona brechificada de la Falla de Pelea. Las praderas son comunes en estas
zonas al estar la roca triturada.
Las zonas dolomitizadas son más comunes y pueden acompañar a la brechificación,
tienen formas irregulares y son de diferentes tamaños. La dolomitización afecta en ocasiones a
zonas alejadas cientos de metros del entorno de las fallas tardivariscas, progresando en
ocasiones hacia áreas más extensas, a través de fallas satélites, como el sistema de fallas de Río
Chico (Fig. 3.8), o de cabalgamientos y fallas variscas intersectadas por esta. Las
dolomitizaciones que afectan a las calizas carboníferas en la Cordillera Cantábrica han sido
datadas por Gasparrini et al. (2006) como Pérmico inferior y la relacionan con actividad
hidrotermal ligada a un contexto extensional postvarisco, el cual postdataría los desgarres
tardivariscos. Dichos autores correlacionan la actividad hidrotermal con el plutonismo
21
calcoalcalino post-varisco de la parte oriental de la Zona Cantábrica, que tiene edades
comprendidas entre 295-285 Ma (Fernández-Suárez et al., 2000) y cuya intrusión se produjo
en condiciones de extensión (Gallastegui et al., 1990).
Fig. 3.8.- Brechificación correspondiente al sistema de fallas de Río Chico.
Por lo tanto, estos datos cronológicos parecen indicar una edad comprendida entre
finales del Carbonífero y principios del Pérmico para la actividad de estas fallas.
En algunos lugares la brechificación va acompañada de una silicificación y/o
mineralización que traspasa el entorno brechificado, lo que indica una actividad hidrotermal
asociada con estas fallas. Un ejemplo de este proceso se encuentra en la mina de Cotos Rubios,
asociada con la falla de Peñamellera, en la que se explotaron, de una manera muy rudimentaria,
menas de Pb/Zn a principios del siglo XX. La mineralización se compone principalmente de:
barita, galena, esfalerita y cinabrio, además se suelen observar diseminaciones de minerales
metálicos en la roja encajante (Heredia et al., 1990). El yacimiento está encajado en las
formaciones Picos de Europa, Valdeteja y Barcaliente (Martínez-García, 1981) y está asociado
en este caso con una intensísima silicificación (Fig. 3.9). La morfología de estas
mineralizaciones es filoniana, con una dirección N130E, subparalela al trazado de la falla. Los
filones a menudo atraviesan el contacto con las rocas triásicas, las cuales no está brechificadas,
formando pequeños stockworks, lo que indica que la mineralización se originó posteriormente
a la sedimentación de las rocas triásicas.
22
Fig 3.9.- Aspecto que presenta la caliza en
zona fracturada y silicificada en la Falla de
Peñamellera (indicio de Cotos Rubios, N de
mapa 2).
Por otra parte, al sureste de Cicera una de estas fallas tardivariscas (Falla de Navedo,
ver esquema estructural 2) corta materiales triásicos, al igual que en otros muchos puntos de la
Unidad de Picos de Europa, si bien aquí aparece fosilizada por los depósitos calcáreos de la
Formación Gijón del Jurásico Inferior.
De lo expuesto anteriormente se deduce que las fallas tardivariscas, han tenido rejuegos
importantes posteriores, al menos durante el Pérmico y Triásico. Para algunos autores, como
Sopeña et al. (1988), estas estructuras jugaron un papel importante en la sedimentación
posterior del Pérmico y de gran parte del Mesozoico.
Según Arthaud y Matte (1975), las fallas tardivariscas se forman después de la Orogenia
Varisca pero antes de la etapa distensiva alpina que tiene lugar a comienzos del Pérmico. Según
estos autores esta fracturación se produciría por acomodación a una gran zona de cizalla
intracontinental dextra, producida por el desplazamiento relativo de una placa septentrional
(Escudo Canadiense, Groenlandia y la parte estable de Europa) frente a una placa meridional
(Escudo Africano). Esta familia de fallas tiene la misma dirección que la Falla de Ventaniella
por lo que se puede pensar que han tenido una historia geológica similar.
En el presente trabajo, y siguiendo la propuesta de Rodriguez-Fernández y Heredia (1987) y
Gallastegui et al., (1990), estas fallas pertenecen claramente a la Orogenia Varisca y se
producirían en la parte final de esta, en un momento en el que Arco Astúrico ya estaba muy
cerrado y la deformación ya no podía propagarse con un sistema de piel fina, configurando la
23
geometría final de dicho oroclinal. Posteriormente, durante la extensión del Pérmico inferior,
estas fallas favorecieron la intrusión cerca de la superficie de los pequeños plutones
postvariscos de Peña Prieta, Pico Iján y Pico Jano, que afloran en la Región del Pisuerga-
Carrión y no muy lejos de la zona de estudio.
3.2.2. Ciclo Alpino
La evolución alpina de la zona de estudio, aparece ligada a la de la parte norte de la
Placa Ibérica, que se individualizó de la Placa Euroasiática durante la fragmentación de Pangea,
el supercontinente que se formó a finales del Carbonífero. El Ciclo Alpino se compone de dos
grandes etapas:
- Una etapa extensional o preorogénica, de edad permo-mesozoica, relacionada con la
individualización la Placa Ibérica durante la apertura, tanto del Atlántico como del Golfo de
Vizcaya (Fig. 3.10) y que propició la acumulación de una potente serie sedimentaria mesozoica
(Robles et al., 1989 y 1996, Salas y Casas, 1993; Pujalte et al., 1996; García-Espina, 1997;
Sánchez-Moya y Sopeña, 2004).
- Una etapa compresional o sinorogénica, de edad fundamentalmente cenozoica,
relacionada con la colisión entre la Placa Ibérica y la Placa Euroasiática y que dio lugar a la
Orogenia Alpina Pirenaica. Dicha orogenia dio lugar a las actuales cadenas alpinas del norte
peninsular, como la Cordillera Pirenaico-Cantábrica y la mayor parte de las estructuras
observables en la zona de estudio. Además, en este contexto se forman las cuencas cenozoicas
de antepaís del Ebro y del Duero que acumulan una gran parte de los sedimentos sinorogénicos
relacionados con el levantamiento y erosión de dicha cordillera y se cierra parcialmente el Golfo
de Vizcaya (Choukroune et al., 1990, Muñoz, 1992; Santanach, 1994; Alonso et al., 1996;
Pulgar et al., 1999; Gallastegui, 2000; Barnolas y Pujalte, 2004; Martín González y Heredia,
2011a y b).
Fig. 3.10.- Modelo cinemático simplificado del
movimiento de la Placa Ibérica en relación con la
Placa Europea entre el Triásico y el Cenozoico.
Tomada de Grandjean (1994).
La Orogenia Alpina deformó tanto el basamento varisco como la cobertera permo-
mesozoica, pero de diferente forma en función de sus relaciones estructurales previas (Pulgar
et al., 1999). Durante dicha orogenia tuvo lugar el rejuego de algunas estructuras variscas que
24
presentaban una orientación favorable, como cabalgamientos y fallas y se produjo el
reapretamiento de algunos pliegues. También se produjo la inversión tectónica de algunas de
las fallas extensionales producidas durante la apertura del Golfo de Vizcaya y que en muchos
casos se nuclearon sobre antiguas fallas variscas o tardivariscas. Localmente, se originaron
nuevas fracturas en el basamento varisco y, sobre todo, cabalgamientos y pliegues en las rocas
mesozoicas, con una orientación predominante E-O, aunque existen estructuras en otras
direcciones que constituyen estructuras laterales u oblicuas del acortamiento alpino y que
probablemente están también controladas por las anisotropías previas del basamento varisco.
Las estructuras alpinas, sobre todo las fallas inversas, son las responsables del actual
relieve de la Cordillera Cantábrica. Una de las características que presentan es la brechificación
que las acompaña cuando afectan a las rocas del basamento varisco, ya endurecidas al final de
la Orogenia Varisca (característica que comparten con algunas fallas tardivariscas). Es
frecuente que las zonas brechificadas, que puede alcanzar centenares de metros de anchura en
el entorno de las fallas, sufran una marcada erosión diferencial dando lugar a valles profundos
y rectilíneos, denominados “canales” en el entorno de los Picos de Europa, y que son
generalmente angostas y de gran desnivel (Fig. 3.11). Estas “canales” conectan los valles con
las partes altas del macizo calcáreo y suelen marcar el trazado de fallas alpinas y/ o tardivariscas,
más frecuentemente las primeras.
Fig. 3.11.- Canales en un macizo calcáreo marcando el trazado de fallas alpinas.
25
3.2.2.1. Etapa extensional
La etapa extensional abarca desde el Pérmico hasta el Cretácico Inferior, e incluye dos
ciclos de rift (García-Espina, 1997; Sánchez-Moya y Sopeña, 2004). En el primer ciclo de rift
se desarrollan las cuencas pérmicas y triásicas y termina en el Rhaetiense (Triásico Superior)
con una gran transgresión marina, que origina extensas plataformas, mayoritariamente
carbonatadas, del Jurásico Inferior y Medio. La segunda etapa extensional comienza en el
Kimmeridgiense (Jurásico Superior) y finaliza en el Aptiense-Albiense (Cretácico Inferior),
que es cuando la placa Ibérica se individualiza totalmente de la placa Euroasiática. Es entonces
cuando comienza a abrirse el Golfo de Vizcaya (Fig. 3.10) mediante un movimiento antihorario
de la Placa Ibérica de 35º (Sibuet y Collete, 1991). En este contexto se generó corteza oceánica
en el fondo marino y se separó el margen continental cantábrico (Iberia) del armoricano
(Eurasia). Esta apertura es diacrónica y se produce de O a E (Gallastegui, 2000). El proceso de
apertura cesó hace unos 80 Ma (Roest y Srivastava, 1991) y parece estar relacionado con el
movimiento de África hacia el norte, dando fin a la etapa extensional mesozoica.
Fallas normales de edad permo-mesozoica
En la zona de estudio se han reconocido una serie de fallas normales que delimitan la
mayor parte de los afloramientos pérmicos. Estas fallas muestran una orientación preferente E-
O con hundimiento del bloque N (Fig. 3.12). También se han observado algunas fallas de
dirección NE-SO, como la que limita por el E los afloramientos pérmicos de Sotres, y que hunde
el bloque NO. Todas estas fallas están sobreimpuestas a cabalgamientos variscos que tienen su
misma orientación y están frecuentemente rejugadas por los cabalgamientos alpinos.
Sobre el bloque N de la Falla de Cabuérniga y cortados por esta, aparecen retazos de
fallas normales que se inclinan hacia el S, hundiendo su bloque meridional. Esto suele ocurrir
con las fallas más próximas a la de Cabuérniga, como la que aquí denominaremos Falla de Roza
(Mapa 2 y esquema estructural 3). Entre las fallas tardihercínicas de Los Picayos y Peñamellera,
la Falla de Roza limita por el N los afloramientos pérmicos de la zona de estudio (ver cortes C-
C’ y D-D’ y esquema estructural 3). Al Oeste de la Falla de Los Picayos, el límite septentrional
de la cuenca Pérmica, se encuentra desplazado más al Norte, coincidiendo con la Falla de Cocón
(ver esquema estructural 3). De igual forma, al Este de la Falla de Peñamellera, el borde norte
de la cuenca pérmica también se encuentra desplazado, coincidiendo con la Falla normal de
Canales, que resulta del rejuego de un cabalgamiento varisco invertido en su parte superior
(mapas 1, 2 y 3, cortes B-B’ y E-E’ y esquema estructural 3), de manera que solo la parte
invertida del cabalgamiento rejuega como falla normal durante la etapa extensional alpina, la
cual corta su bloque inferior cuando el cabalgamiento adopta su posición normal. La Falla de
Canales se encuentra actualmente rejugada por un retrocabalgamiento alpino tardío.
El cabalgamiento varisco y la Falla normal de Canales se unen a la Falla de Cabuérniga
al Oeste de la zona estudiada (mapa 1 y corte A-A’). Esta falla normal es muy probable que
represente además un límite importante durante la segunda etapa extensional (Jurásico
26
Superior-Cretácico Inferior) ya que diversos autores indican la ausencia del Grupo Cabuérniga
al N de la zona de este estudio (Carreras Suárez et al., 1978; Heredia et al., 1990; entre otros).
Algunas otras fallas tardihercínicas muestran también evidencias de haber rejugado
durante esta etapa extensional alpina. Así, la Falla de Navedo, que discurre entre las localidades
de Linares y Cicera (mapa 2 y esquema estructural 2), desplaza más de 1 km hacia el SE a los
afloramientos pérmicos, así como la falla que los limita por el S. Además, en el bloque
suroccidental de la Falla de Navedo aflora una falla normal, mientras que en su bloque oriental
se observan dos, lo que parece indicar que la Falla de Navedo ha funcionado como una falla de
transferencia durante la extensión pérmica. Por otro lado, la Falla de Navedo también limita por
el SO los afloramientos de las Capas de Proaño de la Formación Alto Campoo (Triásico
Medio/Ladiniense), a la vez que está fosilizada por la Formación Gijón del Triásico Superior-
Jurásico Inferior (Rhaetiense-Pliensbachiense), evidenciando rejuegos extensionales triásicos.
En lo referente a los afloramientos de la Formación Alto Campoo se encuentran limitados al
Oeste por la falla tardivarisca de Pelea, lo que también indica su rejuego extensional Triásico.
Fig. 3.12.- Plano de falla que limita por el Sur los afloramientos pérmicos de Bejes.
En definitiva, se puede interpretar que la cuenca pérmica de Sotres-Lamasón está
limitada por fallas normales que resultan de la reactivación tanto de cabalgamientos variscos
como de fallas tardivariscas. Se trata, por tanto, de una cuenca angosta, en torno a 3 km de
ancho, compartimentada en su parte centro-oriental por fallas normales de menor entidad que
27
las existentes en los bordes. Por otra parte, la cuenca de sedimentación triásica parece estar
limitada al Oeste por la Falla de Pelea, de dirección NO-SE, presentando los materiales triásicos
continuidad en facies y potencias al N y S de la zona de estudio (García–Espina, 1997). Por lo
tanto, ninguna de las fallas con dirección E-O aquí estudiadas parece ejercer control alguno
sobre el depósito del Triásico.
Durante la segunda etapa extensional, la Falla de Canales vuelve a ser activa, limitando
por el norte el depósito del Grupo Cabuérniga. La actividad de esta falla debe de estar
relacionada con la discordancia de Los Llares (Pujalte, 1989), descrita en el apartado de la
estratigrafía, y que separa el Grupo Cabuérniga del suprayacente Grupo Pas en algunos puntos
del flanco N del Sinclinal de Tudanca.
3.2.2.2. Etapa compresiva
Esta deformación comenzó por el Este de la placa Ibérica en el Cretácico Superior y fue
propagándose hacia el Oeste, fundamentalmente, durante el Cenozoico. Del mismo modo, la
finalización del Orógeno Alpino, marcada por los sedimentos postorogénicos, tiene una edad
Oligoceno superior en la parte oriental de los Pirineos (Vergés et al., 1995), mientras que en el
meridiano de la zona de estudio, se prolonga hasta la base del Mioceno superior, según la edad
de los sedimentos sinorogénicos más recientes del borde N de la Cuenca del Duero (Herrero et
al., 1994). La existencia de cabalgamientos variscos, fallas tardivariscas y fallas normales
permo-mesozoicas condiciona la posición, orientación y cinemática de las estructuras alpinas
compresivas.
Fallas inversas, cabalgamientos y pliegues asociados de edad cenozoica
La principal estructura compresiva de edad alpina de la zona de estudio es la Falla de
Cabuérniga. Se trata de una falla inversa de largo trazado (unos 150 km) y dirección E-O que
surca el borde N de la Cordillera Cantábrica, entre Arriondas (Asturias) y Laredo (Santander).
De la traza principal de la Falla de Cabuérniga se bifurcan otras fallas inversas de menor
desplazamiento y que en conjunto forman el denominado Sistema Imbricado de Cabuérniga.
Dicha falla presenta en la actualidad diversos afloramientos de aguas termales a lo largo de su
trazado (bien sobre la superficie principal de falla o en relación con fallas subsidiarias) de los
que en la zona de estudio se encuentra el de La Hermida, probablemente el más importante por
caudal y temperatura de afloramiento (65º C).
En el labio norte de la Falla de Cabuérniga afloran rocas paleozoicas de la Unidad de
Picos de Europa (principalmente calizas carboníferas) que gracias a esta falla se prolongan
decenas de kilómetros hacia el interior de la Región Vasco-Cantábrica. En la parte occidental
de su labio sur afloran materiales carboníferos y pérmicos (Mapas 1 y 2) y materiales
mesozoicos en su parte oriental (Mapa 3), correspondientes al Sinclinal de Tudanca.
Dentro de la zona de estudio la Falla de Cabuérniga se sitúa en el límite de dos dominios,
estructuralmente diferentes de la Unidad de Picos de Europa. Estos dominios estructurales
28
fueron ya puestos de manifiesto por Heredia et al., (1990) y corresponde a: (i) Dominio
Septentrional, con direcciones estructurales predominantes E-O y en el que los cabalgamientos
paleozoicos suelen aparecer invertidos (fuertemente inclinados hacia el S) y (ii) Dominio
Meridional, donde los cabalgamientos tienen un trazado NE-SO y se inclinan hacia el N, lo que
condiciona la geometría y propagación posterior del Sistema Imbricado de Cabuérniga.
Fig. 3.13.- Esquema de inversión tectónica. La etapa 1 muestra un cabalgamiento varisco invertido como los que
pueden reconocerse al N de la Falla de Cabuérniga. La etapa 2 muestra el reaprovechamiento de la parte superior
del cabalgamiento varisco, con orientación favorable, durante la extensión permo-mesozoica. La etapa 3 muestra
la rotura de la falla normal por un cabalgamiento alpino, (en 3a se conserva la falla normal, mientras que en 3b
está erosionada).
La Falla de Cabuérniga se encuentra fuertemente inclinada hacia el norte, de 75º a 85º
de media, mientras que las fallas del imbricado asociado que se sitúa por delante (por el Sur)
pueden llegar a buzar hasta 65º-70º, si bien, todas ellas pierden inclinación en profundidad,
como puede observarse en el corte E-E’. Esta disposición de las fallas viene determinada por el
buzamiento inicial de los cabalgamientos variscos, tal y como ya se ha referido en el párrafo
anterior. Así, la Falla de Cabuérniga se generaría por el rejuego de la parte inferior de un
cabalgamiento varisco que hacia la superficie estaría invertido (Fig. 3.13). Esta parte invertida,
con buzamiento al S, sería la que se reactivó por la falla normal de Roza durante la etapa
extensional mesozoica. Por lo tanto, la Falla de Roza quedaría cortada por la reactivación alpina
del segmento no invertido del cabalgamiento varisco y aparecería sobre el bloque elevado de la
falla inversa alpina, si bien, está erosionada en la mayor parte de su trazado (Fig. 3.13). Por
delante de la Falla de Cabuérniga el imbricado de fallas inversas reactiva tanto cabalgamientos
variscos, como fallas normales pérmicas inclinadas al N y nucleadas sobre dichos
cabalgamientos.
El desplazamiento acumulado por el Sistema de Cabuérniga, no es constante a lo largo
de su trazado. En el corte más oriental (corte E-E’) el desplazamiento acumulado es de alrededor
de 2.000 m, se reduce a 1.250 a la altura del corte B-B’ y queda limitado a unos 750 m en su
parte más occidental, a la altura del corte A-A’. Además, es importante señalar que entre el
corte A-A’ y el corte B-B’ se encuentra la Falla de Pelea (Mapas 1 y 2 y esquema estructural
29
2), del mismo modo que entre el corte B-B’ y el E-E’ aparece la Falla de Peñamellera (Mapa
2), ambas fallas tardivariscas y las más importantes de esta zona. Esto permite interpretar que
el aumento de salto de la Falla de Cabuérniga hacia el Este, se debe a que, tanto la Falla de
Pelea como la de Peñamellera son fallas laterales “tear faults” que transfieren movimiento a la
Falla de Cabuérniga desde fallas alpinas situadas más al norte, cerca de la costa cantábrica
(probablemente localizadas en el sector de la Sierra del Cuera de la Unidad de Bodón-Ponga).
Por otra parte, existe transferencia de desplazamiento entre la propia Falla de Cabuérniga y su
sistema imbricado asociado al Sur, que además presenta diferente número de cabalgamientos a
ambos lados de las fallas tardivaricas que intersectan el imbricado. Esto implica que se produjo
una reactivación durante la compresión alpina de las fallas tardivariscas, con una componente
también dextra.
En el bloque septentrional de la Falla de Cabuérniga, al Este de la Falla de Peñemellera
y hasta el límite oriental de la zona de estudio, en el entorno del valle del río Lamasón (NE del
Mapa 2 y N del Mapa 3) se han cartografiado dos cabalgamientos alpinos retrovergentes “back
thrusts” (Fig. 3.14) que buzan hacia el S y que constituyen las fallas de Canales y Riclones.
La importancia de la Falla de Canales queda puesta en evidencia por las rocas y
estructuras paleozoicas de la Unidad de Picos de Europa que, al sur de la falla, se inclinan al
norte, en posición normal, mientras que inmediatamente al norte de esta falla están invertidas,
con buzamientos al sur (corte E-E’ y esquema estructural 3). Es además destacable el papel
jugado por la Falla de Riclones en la formación del relieve de la cordillera, pues el área situada
al N de la falla, junto con el valle del mismo nombre y la ladera sur del valle del río de La
Tarmá, se encuentra alrededor de 600 m por debajo de las sierras que se sitúan inmediatamente
al S (Gamonal, Picos de Ozalba y Macizo de Arria). Estos retrocabalgamientos alpinos son las
estructuras compresivas más modernas que pueden observarse en la zona y deben estar
relacionadas con un cabalgamiento alpino que se ha propagado por debajo del Sinclinorio de
Tudanca y por delante del Sistema Imbricado de Cabuérniga (probablemente la Falla de San
Carlos que limita este sinclinorio por el S, ver Mapa 1 y esquema estructural).
Sobre el terreno, el cabalgamiento de Riclones produce una zona de deformación
discreta sobre los materiales paleozoicos y algunas brechificaciones en las cercanías del plano
de fractura. Sin embargo, la Falla de Canales da lugar a una gran zona brechificada, de unos
120 m espesor que aflora en el valle del río Lamasón y en el Macizo de Arria, donde produce a
una característica depresión de orientación E-O, orlada por grandes dolinas (Fig. 3.14). La
intensa brechificación de la Falla de Canales puede estar asociada en gran parte a la falla normal
previa, inclinada al S, que fue rejugada posteriormente por el retrocabalgamiento alpino (ver
Mapas 2 y 3 y cortes D-D’ y E-E’).
30
Fig. 3.14.- Fotografía aérea del entorno del valle del río Lamasón donde se pueden observar los
retrocabalgamientos con transporte tectónico hacia el norte, aprovechando antiguos cabalgamientos variscos. Los
triángulos negros indican los cabalgamientos variscos y los blancos, los retrocabalgamientos alpinos. Fotografía
tomada de Visor SigPac V3.1.
Fig. 3.15.- Vista hacia el este del Sinclinorio de Tudanca, donde el Jurásico marino se encuentra discordante sobre
los materiales triásicos. En color marrón se han dibujado las trazas de capa del Jurásico para destacar mejor el
sinclinal. También se puede observar la Formación Sotres (Pérmico) encima de las calizas marinas de la Formación
Gijón (Jurásico) y las Capas de Proaño (Triásico), mediante el cabalgamiento frontal alpino del Sistema de
Cabuérniga y sobre las Capas del Tres Mares, también triásicas, mediante una falla de desgarre lateral (Falla de
Navedo), relacionada con dicho cabalgamiento.
31
La compresión alpina ha deformado también la sucesión mesozoica de la Región Vasco-
Cantábrica que aflora en el extremo suroriental de la zona de estudio, dando lugar a un gran
pliegue de rumbo ONO-ESE, al que García-Espina (1997) denominó Sinclinorio de Tudanca
(Fig. 3.15), debido a que presenta en su parte más oriental una estructura interna constituida por
varios pliegues de orden menor. Esta estructura se sitúa entre dos grandes anticlinales alpinos,
el de Cabuérniga, asociado con la falla del mismo nombre, y el de Polaciones al sur, relacionado
con la Falla de San Carlos. La zona de estudio únicamente comprende la terminación periclinal
occidental de este sinclinorio, donde se presenta como un único sinclinal abierto, con el eje
ligeramente inclinado al E (Fig. 3.15 y corte E-E’). Este Sinclinal es más apretado en la zona
estudiada que en sectores más orientales, debido a que la Falla de San Carlos y la de Cabuérniga
están aquí más próximas (Ver Mapa 1 y esquema estructural).
32
4. CONCLUSIONES
Las principales conclusiones de este trabajo son las siguientes:
Los cabalgamientos variscos tienen una dirección aproximada E-O al norte del plano
principal de la Falla de Cabuérniga y NE-SO a E-O al sur de dicha falla. Estos
cabalgamientos se disponen también en posición invertida al N de la misma falla. Una
gran parte de los cabalgamientos variscos aparecen rejugados durante la extensión
mesozoica y la compresión cenozoica posterior, controlando la geometría, posición y
tipo de estructuras alpinas que los reactivan. Los cabalgamientos variscos tienen escasos
pliegues asociados, aunque se puede destacar el Anticlinal de San Esteban, que está
asociado con una rampa de bloque superior de dicho cabalgamiento.
Se han reconocido un conjunto de fallas tardivariscas que constituyen desgarres
dextrógiros, de trazado ONO-ESE. Estas fallas presentan en ocasiones una
brechificación asociada que no afecta a los materiales permo-triásicos. Su edad se
situaría entre finales del Carbonífero (fin de la tectónica de cabalgamientos) y principios
del Pérmico (edad de la extensión que condicionó el depósito de los materiales de esta
edad), si bien en ocasiones han rejugado durante la extensión pérmica y triásica y la
compresión alpina, como fallas laterales.
Las fallas normales con dirección E-O y NE-SO y hundimiento del bloque N y NO
respectivamente controlaron la sedimentación pérmica. Las fallas que limitarían los
materiales pérmicos por el N se encuentran sobre el bloque elevado (norte) de la Falla
de Cabuérniga y en gran parte de su recorrido están erosionadas Estas fallas pueden
representar también un importante límite de cuenca al comienzo de la segunda etapa
extensional (Jurásico Superior-Cretácico Inferior), limitando por el N el depósito del
Grupo Cabuérniga.
Se interpreta que la cuenca Pérmica de Sotres-Lamasón era angosta, con unos 3 km de
anchura, y estaba siempre limitada por fallas normales. Además la cuenca triásica, cuyo
límite N estaría fuera de la zona de estudio, parece estar limitada al O por la Falla de
Pelea.
El Sistema Imbricado de Cabuérniga es la principal estructura compresiva del Ciclo
Alpino. La falla principal limita dicho imbricado por el N y es subvertical. La dirección
de transporte tectónico de todo el imbricado es hacia el sur y la cantidad de
desplazamiento acumulado varía de E a O, teniendo un mínimo en su parte occidental
(750 m, aproximadamente) y un máximo en su parte oriental (unos 2.000 m), con una
parte central en la que dicho desplazamiento adquiere un valor intermedio (unos 1. 250
33
m). Las diferencias de desplazamiento coinciden con los puntos en los que las fallas
tardivariscas de Pelea y Peñamellera intersectan al imbricado; lo cual implica la
transferencia de desplazamiento desde estructuras situadas más al N hacia el Sistema de
Cabuérniga y la reactivación alpina de dichas fallas tardivariscas.
La falla principal del Sistema de Cabuérniga reactiva la parte inferior de un
cabalgamiento varisco, que se encuentra en posición normal e inclinado hacia el N,
mientras que las fallas normales inclinadas al sur rejuegan la parte superior invertida de
dicho cabalgamiento, que buza igualmente hacia el sur. Estas fallas normales inclinadas
al Sur, limitan el depósito de los materiales del Pérmico y del Jurásico Superior (Grupo
Cabuérniga).
Los dos cabalgamientos alpinos retrovergentes e inclinados al sur (fallas de Canales y
de Riclones) constituyen las estructuras compresivas más modernas de la zona y deben
estar relacionadas con la propagación hacia el sur de la deformación compresiva alpina,
probablemente con el emplazamiento de la Falla de San Carlos, que limita el Sinclinal
de Tudanca por el S y que se propagaría por debajo de este.
34
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39
6. ANEXOS
- MAPA 1
- MAPA 2
- MAPA 3
- CORTE A-A’
- CORTE B-B’
- CORTE C-C’
- CORTE D-D’
- CORTE E-E’
- ESQUEMA ESTRUCTURAL
- ESQUEMA ESTRUCTURAL 2 – FALLAS TARDIVARISCAS
-ESQUEMA ESTRUCTURAL 3 – FALLAS NORMALES
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Majada de Vierru
Invernales del Valle de Sobra
Majada de Tordín
Montedejes
La Sardaña
Pradería del Valle de Sobra
Yollado de Pirué
La Rasa de Obesón
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M8P8 JÉOLÓJQxO ÓÉL ÉNTORNO ÓÉ L8 Í8LL8 ÓÉ x8'UÉRNQJ8 ÉNTRÉ LOS RÍOS ÓU:É Y L8M8SÓN LSector Éste M Mapazzz)UJuillermo Mateos íerrero L-(KHU
Sinclinal
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xontacto discordante 'uzamiento invertido
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Íalla normal con indicación de hundimiento xabalgamiento alpino
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Íalla de desgarre y sentido de éste xabalgamiento supuesto
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SUPÉRQOR
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Varisco
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Ím. Lebeña LKasimoviense M JzhelienseU
Ím. Valdeteja y Picos de Éuropa L'ashkiriense M MoscovienseUaU brechas y espiculitas
Ím. 'arcaliente LSerpukhovienseU
Ím. 'arrios LTremadocienseMÍloienseUY Ím. Érmita LÍrasnienseMÍamenienseUY Ím. Vegamián LTournaisienseU y Ím. 8lbaLTournaisiense supMViseenseU
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Ím. 'árcena MayorLValanginiense superior M íauteriviense inferiorU
Ím. 8rcera LTitoniense M ValanginienseU
Ím. Saja LTitonienseU
Ím. Rodiles LPliensbachiense M xallovienseU
Ím. Jijón LRhaetiense M PliensbachienseU
Ím. 8lto xampoo M xapas de Proaño
Ím. 8lto xampoo M xapas del Tres Mares
Ím. Sotres L8sseliense M SakmarienseU
Jrupo xabuérniga
Jrupo Pas
JxK
Jx-
JP
)(
E
E’
H(
k1
á-
1(
1)
KT
HT
á-
á(
11
-(
Kk
á(
á(
H(k(
HH
áH
SUPÉRQOR
QNÍÉRQOR
LÉYÉNÓ8
xiclo
Varisco
xiclo
8lpino
PÉRMICO
TRIÁSICO
JURÁSICO
CRETÁCICO
SUPÉRQOR
MÉÓQO
QNÍÉRQOR
Ím. Lebeña LKasimoviense M JzhelienseU
Ím. Valdeteja y Picos de Éuropa L'ashkiriense M MoscovienseUaU brechas y espiculitas
Ím. 'arcaliente LSerpukhovienseU
Ím. 'arrios LTremadocienseMÍloienseUY Ím. Érmita LÍrasnienseMÍamenienseUY Ím. Vegamián LTournaisienseU y Ím. 8lbaLTournaisiense supMViseenseU
ORDOVÍCICO -CARBONÍFEROINFERIOR
CARBONÍFERO
QNÍÉRQOR
a
xontacto normal Óirección de buzamiento
xontacto discordante 'uzamiento invertido
Íalla xabalgamiento varisco
Íalla normal con indicación de hundimiento xabalgamiento alpino
Íalla supuesta xabalgamiento varisco rejugado
Íalla de desgarre y sentido de éste xabalgamiento supuesto
Zona de fallaY brechificada yño silicificada
SQJNOS xONVÉNxQON8LÉS
xP
xTM
ÍS
ÍJ
ÍR
Ím. 'árcena MayorLValanginiense superior M íauteriviense inferiorU
Ím. 8rcera LTitoniense M ValanginienseU
Ím. Saja LTitonienseU
Ím. Rodiles LPliensbachiense M xallovienseU
Ím. Jijón LRhaetiense M PliensbachienseU
Ím. 8lto xampoo M xapas de Proaño
Ím. 8lto xampoo M xapas del Tres Mares
Ím. Sotres L8sseliense M SakmarienseU
Jrupo xabuérniga
Jrupo Pas
JxK
Jx-
JP
K ( K(YT km.± Qndicios mineros
N S
Falla de Cabuérniga
FSFS
FS
Falla de Pelea1750
1500
1250
1000
750
500
250
Obesón CA-1
1750
1500
1250
1000
750
500
250
Río Nario
Cabalgamiento varisco
Falla de desgarre tardihercínica y/o alpina
Falla normal pérmica
Falla normal mesozoica
Cabalgamiento alpino
Corte A-A’
Río UrdónCA-1Peña San EstebanRío San Esteban
Cabalgamiento varisco
Falla de desgarre tardihercínica y/o alpina
Falla normal pérmica
Falla normal mesozoica
Cabalgamiento alpino
Corte B-B’
1750
1500
1250
1000
750
500
250
N S
CTM
Falla de Cabuérniga
FS
FS
CTM
CTM
FS
FS
Falla de Pelea
CTM
1500
1250
1000
750
500
250
0
Río Deva Río Deva Cueto del Ave Río Corvera Cueto Moro
FS
CTMFS
N S
FS
FS
CTMCTM
Falla de CabuérnigaCTM
CTM Falla de Pelea
Cabalgamiento varisco
Falla de desgarre tardihercínica y/o alpina
Falla normal pérmica
Falla normal mesozoica
Cabalgamiento alpinoCorte C-C’
1500
1250
1000
750
500
250
0
FG
CTM
CA-282Picu Oban
Falla de Cabuérniga
Picu Gamonal
CTM
CTM
CP
FG
FG
FS
FS FSFS
N SCTM
CTMCP
CPCP
CTM
Falla de Riclones
Falla de Peñamellera
Falla de Navedo
Cabalgamiento varisco
Falla de desgarre tardihercínica y/o alpina
Falla normal pérmica
Falla normal mesozoica
Cabalgamiento alpino
Corte D-D’
Río Arroyo VirujalesRío La Tarmá
N
?
1500
1250
1000
750
500
250
0
CA-282
?
S
CTM
CTM
CP
CP
CTM
Falla de Cabuérniga
CTM
FS
FG
FS
FS
CTM
FR
Falla de Riclones
Cabalgamiento varisco
Falla de desgarre tardihercínica y/o alpina
Falla normal pérmica
Falla normal mesozoica
Cabalgamiento alpino Corte E-E’
GC2
GP
GC1
J Í JÍO( kmI
Falla de Pelea
Falla de Pelea
Falla de Navedo
Falla de Roza
Sinclinal de Tudanca
Falla de Canales
Falla de los Picayos
Falla de los Picayos
Fallade R
iclones
Sistema de fallas
de Río Chico
Falla de San Carlos
Cabalgamiento de San
Esteban
Fallade Ric
lones
CabIdeSan Esteban
Falla de Navedo
CabI de SanEsteban
M5P5J M5P5 Y M5P5 Ó5É5D kÉkD CÉCD DÉDD EÉED
Falla de Cocón
Falla de PeñamelleraCabI de San Esteban
Falla de
Cocón
ESQUEM5 ESTRUCTUR5L DEL ENTORNO DE L5 F5LL5 DE C5kUÉRNIG5 ENTRE LOS RÍOS DUJE Y L5M5SÓN
Guillermo Mateos Herrero óYÍJ7Q
SIGNOS CONVENCION5LES
Contacto discordante
Falla Cabalgamiento varisco
Falla normal con indicación de hundimiento Cabalgamiento alpino
Falla supuesta Cabalgamiento varisco rejugado
Falla de desgarre y sentido de éste Cabalgamiento supuesto
Zona de fallaO brechificada yGo silicificada Sinclinal
Sistema Imbricado de Cabuérniga
±Sotres
Tresviso
kejes
La Hermida
NavedoLinares
Cicera
Piñeres
Lafuente
Sobrelapeña
Cires
J Í JÍO( kmI
Falla de Pelea
Falla de Pelea
Falla de Navedo
Falla de Roza
Sinclinal de Tudanca
Falla de Canales
Falla de los Picayos
Falla de los Picayos
Fallade R
iclones
Sistema de fallas
de Río Chico
Falla de San Carlos
Cabalgamiento de San
Esteban
Fallade Ric
lones
CabIdeSan Esteban
Falla de Navedo
CabI de SanEsteban
M5P5J M5P5 Y M5P5 Ó5É5D kÉkD CÉCD DÉDD EÉED
Falla de Cocón
Falla de PeñamelleraCabI de San Esteban
Falla de
Cocón
ESQUEM5 ESTRUCTUR5L DEL ENTORNO DE L5 F5LL5 DE C5kUÉRNIG5 ENTRE LOS RÍOS DUJE Y L5M5SÓN
Guillermo Mateos Herrero óYÍJ7Q
SIGNOS CONVENCION5LES
Contacto discordante
Falla Cabalgamiento varisco
Falla normal con indicación de hundimiento Cabalgamiento alpino
Falla supuesta Cabalgamiento varisco rejugado
Falla de desgarre y sentido de éste Cabalgamiento supuesto
Zona de fallaO brechificada yGo silicificada Sinclinal
Sistema Imbricado de Cabuérniga
±Sotres
Tresviso
kejes
La Hermida
NavedoLinares
Cicera
Piñeres
Lafuente
Sobrelapeña
Cires
J Í JÍO( kmI
Falla de Pelea
Falla de Pelea
Falla de Navedo
Falla de Roza
Sinclinal de Tudanca
Falla de Canales
Falla de los Picayos
Falla de los Picayos
Fallade R
iclones
Sistema de fallas
de Río Chico
Falla de San Carlos
Cabalgamiento de San
Esteban
Fallade Ric
lones
CabIdeSan Esteban
Falla de Navedo
CabI de SanEsteban
M5P5J M5P5 Y M5P5 Ó5É5D kÉkD CÉCD DÉDD EÉED
Falla de Cocón
Falla de PeñamelleraCabI de San Esteban
Falla de
Cocón
ESQUEM5 ESTRUCTUR5L DEL ENTORNO DE L5 F5LL5 DE C5kUÉRNIG5 ENTRE LOS RÍOS DUJE Y L5M5SÓN
Guillermo Mateos Herrero óYÍJ7Q
SIGNOS CONVENCION5LES
Contacto discordante
Falla Cabalgamiento varisco
Falla normal con indicación de hundimiento Cabalgamiento alpino
Falla supuesta Cabalgamiento varisco rejugado
Falla de desgarre y sentido de éste Cabalgamiento supuesto
Zona de fallaO brechificada yGo silicificada Sinclinal
Sistema Imbricado de Cabuérniga
±Sotres
Tresviso
kejes
La Hermida
NavedoLinares
Cicera
Piñeres
Lafuente
Sobrelapeña
Cires
