[Resumen] En el sector oriental del Sinclinal de Verín (Galicia, NW de España) at10ran rocas pertenecientes a la Zona de Galicia-Tras-os-Montes y al Dominio del Antiforme del 0110 de Sapo, separados por un importante accidente tectónico conocido en esta región como «Cabalgamiento de Verín». Dentro del autóctono relativo de este cabalgamiento se reconoce otra estructura del mismo tipo denominada «Cabalgamiento de Pradocabalos». En este trabajo se muestran las evidencias que ponen de manifiesto ambos cabalgamientos y las relaciones geométricas y estructurales entre el autóctono y alóctono relativos de los mismos, así como las estructuras, microestructuras y rocas de fallas asociadas.[Abstract] Rocks belonging to the Galicia-Tras-os-Montes Zone and to the Olla de Sapo Domain crop out in the eastern part of the Sinclinal de Verín area (Galicia, NW Spain). They are separated by an important thrust known at this area as «Verin Thrust». A similar structure, the «Pradocabalos Thrust», has been recognised in the footwall of the Verin thrust-sheet. Geometric and structural relationships between footwall and hangingwall of these thrusts are shown, as well as thrust asociated minor-structures, microstructures and fault-rocks

Farias, P.

Repositorio da Universidade da Coruña

Cuaderno do Laboratorio Xeolóxico de Laxe, 11: 295-303La estructura herciniana del sector oriental delSinclinal de Verín. Los cabalgamientos de Verín yPradocabalosHercynian structure of the eastern part of theSinclinal de Verín Area. Verin and PradocabalosthrustFARIAS, P.En el sector oriental del Sinclinal de Verín (Galicia, NW de España) at10ran rocaspertenecientes a la Zona de Galicia-Tras-os-Montes y al Dominio del Antiformedel 0110 de Sapo, separados por un importante accidente tectónico conocido enesta región como «Cabalgamiento de Verín». Dentro del autóctono relativo deeste cabalgamiento se reconoce otra estructura del mismo tipo denominada «Ca-balgamiento de Pradocabalos». En este trabajo se muestran las evidencias queponen de manifiesto ambos cabalgamientos y las relaciones geométricas y estruc-turales entre el autóctono y alóctono relativos de los mismos, así como las estruc-turas, microestructuras y rocas de fallas asociadas.Palabras clave: (Hercínico, Zona Centroibérica, Cabalgamiento).Rocks belonging to the Galicia-Tras-os-Montes Zone and to the Olla de SapoDomain crop out in the eastern part of the Sinclinal de Verín area (Galicia, NWSpain). They are separated by an important thrust known at this area as «VerinThrust». A similar structure, the «Pradocabalos Thrust», has been recognised inthe footwall of the Verin thrust-sheet. Geometric and structural relationshipsbetween footwall and hangingwall of these thrusts are shown, as well as thrustasociated minor-structures, microstructures and fault-rocks.Key words: (Hercynian, Centroiberian zone, thrust).FARIAS, P. (Departamento de Geología. Universidad de Oviedo, el Arias de Velaseo, s/n, 33005 Oviedo)296 FariasINTRODUCCIONEl objetivo del presente trabajo es mos-trar la estructura geológica del extremooriental de la región metasedimentaria deVerín, dentro del Macizo Herciniano Ibéri-co (Fig. 1) así como las evidencias que po-nen de manifiesto la existencia en dicho sec-tor de dos importantes cabalgamientos. Elárea representada en el mapa geológico dela Fig. 3 se sitúa al Norte de la localidad deA Gudiña (provincia de Ourense), en elflanco nororiental del Sinclinal de Verín,encontrándose limitada al W y E por dosimportantes fracturas: la Falla de as Portas yla Falla de Viana respectivamente. Dentrode esta región se reconocen rocas pertene-cientes a varias de las unidades paleogeográ-ficas en que ha sido dividida la CordilleraHerciniana en el NW de la Península Ibéri-ca (Fig. 2). Los dos cabalgamientos repre-sentados en el mapa separan dichas unida-des, las cuales presentan sucesiones litológi-cas muy diferentes y cuyas características es-tratigráficas se descubrirán en el apartado si-guiente. El Cabalgamiento de Verín poneen contacto rocas pertenecientes al DominioEsquistoso de Galicia-Tras-os-Montes(DEGTM), incluido en la Zona de Galicia-Tras-os-Montes (FARIAS et al., en prensa),con la sucesión representativa de la Unidadde los Montes do Invernadoiro (UMI) perte-neciente al Dominio del Antiforme del 0110de Sapo (BARRERA et al., en prensa). Porsu parte, el Cabalgamiento de Pradocabalossepara la anterior unidad de una sucesión demateriales que deben encontrarse incluidosen el Dominio del Antiforme del 0110 deSapo.ESTRATIGRAFIAEl Dominio Esquistoso de Galicia-Tras-os-MontesLos materiales pertenecientes alDEGTM en este sector constituyen una su-cesión bastante homogénea correspondienteal Grupo de Nogueira (de acuerdo con lascaracterísticas descritas para este grupo porBARRERA et al. op. cit.). En este sector, es-te grupo litológico aparece formado esen-cialmente por filitas y siltitas pardo-verdosas, pardo-anaranjadas y grises entrelas que se intercalan niveles ampelíticos y deliditas, así como rocas con importante parti-cipación volcánica (grauvacas muy feldespá-ticas). Se admite una edad silúrica para estaserie por su semejanza litológica con otrasseries atribuidas a esta edad en regiones ve-cinas y en base a los datos de Wil1efert (inMArrE 1968), quien describe al Norte deA Gudiña un yacimiento con fauna degraptolites que atribuye al Llandovery supe-rior.La unidad de los Montes del InvernadoiroEsta unidad se encuentra representadaen este sector por rocas pertenecientes a lasCuarcitas y Filitas del Invernadoiro y a lasPizarras de Luarca. Las primeras, descritasen un trabajo previo (FARIAS y MARCOS,1986) Ydatadas mediante «cruciana» comoOrdovícico inferior, están formadas por are-niscas y filitas alternantes con niveles decuarcitas hacia la parte superior. Las Pizarrasde Luarca constituyen una potente sucesiónhomogénea de filitas negras con algunos ni-veles psamíticos intercalados. El contactoentre ambas formaciones se produce en estesector de manera gradual, existiendo en eltránsito areniscas con fuerte pizarrosidad yfilitas negras y disminuyendo el tamaño degrano de las areniscas hacia la parte superiorde la serie.Los esquistos y filitas de O CastroLos materiales que ocupan el extremoNE del área cartográfica constituyendo elautóctono relativo del Cabalgamiento dePradocabalos tienen una edad incierta, aun-que por sus características litológicas (la pre-sencia de algún fino nivel ampelítico) hanoUN o 10 20 30 40!La estructura herciniana del sector oriental 2975-=-=j IIIf€TASE ClMENTOS T---- GNEISES FELSICOSt:·:.::·4 ORTOGNEISES..•ROCAS BASICAS yULTRA!ASICASU:::::}~ ~~=~R~7~ASCON{=::::::ros§ METASEOtM€NTOS DEL 00IlIItM0E~~a'" GALlCIA - T~AS - OS - 1IIIf()tIl'TE5alllIY!LU CON YULCMtSIIO ---.• SERIE DE POftTO[t',~~/\1METAS€OtMENTOS ""LEOZOtCOS O€' LA\, ..J~I ZOMA CEN~-IM~ICA~Oo\g/:~ GNEI5€S DE OLLO DE SAPO~ COMPLEJO ESQUISTO - Gf'AU~KICOt-~+~ ......,'fOIDES HERCINIANOS_-_-_ MtGMATITAS~DEPOSITOSTERCIARIOSFig. 1. Situación del sector estudiado en el contexto del mapa geológico del NW de la Península Ibérica.298 FariasFig. 2. Esquema geológico en el que se muestra la distribución de las unidades paleogeográficas que se dis-tinguen en el área del Sinclinal de Verín.La estructura herciniana del sector oriental 299\.....~ :~~it= IIOIUlIItAt:'222 IttUItItAS Dl lUUCAO CUARCITAS y 'llITAS .l ..rtl....A.IROt=:;jJ UQUISTOS y 'llITAS • II CASTROt? CUAItZOE+++4 .ItAMITO'.S HlItCIMIAIIOSFig. 3. Mapa y corte geológicos del sector estudiado300 Fariassido atribuidos al Silúrico (ARCE DUARTEet al., 1981). Se trata de una sucesión mo-nótona, formada por filitas pardas, siltitas yesquistos, afectados por un importante me-tamorfismo de contacto que dificulta la ob-servación de sus caracteres primarios. En to-do caso, la posición estructural que presen-tan estas rocas hace pensar en su pertenenciaal Dominio del Antiforme del 0110 de Sapoen un sentido estricto.ESTRUCTURALas rocas presentes en el área de estudiomuestran estructuras debidas principalmen-te a tres episodios de deformación, atribui-bIes a la orogénesis hercínica. La primera fa-se aparece representada por pliegues apreta-dos y asimétricos, vergentes al Este, a losque se asocia una esquistosidad primaria,generalmente del tipo «slaty cleavage». Eldesarrollo de estructuras debidas a esta fasese produce de forma desigual en los mate-riales del DEGTM, donde los pliegues sonmuy escasos, y en los pertenecientes a laUMI, donde estos presentan una gran abun-dancia. Estas diferencias de estilo tectónico,analizadas por distintos autores (FERRAG-NE, 1972; RIBEIRO, 1970, 1974; ALON-SO Y RODRIGUEZ FERNANDEZ, 1981),podrían ser en parte debidas a las diferentescaracterísticas litológicas de ambas series, detal manera que la gran homogeneidad delas rocas que componen el primer dominiocitado no permite el desarrollo de una se-cuencia de capas adecuada para la forma-ción de pliegues.Durante la segunda fase de deformaciónse han reconocido en amplias zonas de laCordillera Herciniana estructuras tangencia-les del tipo de los cabalgamientos. Dos im-portantes accidentes tectónicos de esta natu-raleza pueden ser observados en este sector,poniendo en contacto las unidades paleo-geográficas citadas anteriormente. Se tratadel Cabalgamiento de Pradocabalos, carto-grafiado por primera vez por ARCE DUAR-TE et al., (1981) Yel Cabalgamiento de Ve-rín, puesto de manifiesto por FARIAS yMARQUINEZ (1986).El Cabalgamiento de PradocabalosEl Cabalgamiento de Pradocabalos, si-tuado en el ángulo NE del mapa geológicode la Fig. 3, presenta muy escasa extensióncartográfica, de tal manera que sólo puedeser observado en este sector, encontrándoseel resto de su trazado enmascarado por lasintrusiones de los granitoides de la alinea-ción Meda-Cabeza de Manzaneda. No obs-tante su corto trazado cartográfico, las nota-bles diferencias litológicas y estratigráficasexistentes entre las sucesiones situadas alNorte de dichos granitoides (región del Sin-clinal de Monforte) y al Sur de los mismos(Montes do Invernadoiro), obligan a pensaren la importancia real de este accidente. Eneste sentido BARRERA et al. (en prensa)consideran al Cabalgamiento de Pradocaba-los y su supuesta extensión a lo largo de losgranitoides citados, como el límite que po-ne en contacto el Dominio del Antiformedel 0110 de Sapo (en el sentido estricto) conla Unidad de los Montes do Invernadoiro, lacual consideran a su vez incluida dentro dedicho dominio. Este cabalgamiento presen-ta una zona de fractura bastante neta, en laque se observan rocas principalmente de na-turaleza cataclástica con un espesor de aflo-ramiento de unos 2,5 a 3 m. Asimismo, aso-ciada a este accidente y a lo largo de unabanda de unos 500 m de espesor por encimadel contacto cabalgante, se desarrolla unaesquistosidad de crenulación muy penetra-tiva y más intensa en las cercanías de dichocontacto y con una posición subparalela a lasuperficie cabalgante. Además existen plie-gues de pequeño tamaño (a escala centimé-trica y microscópica, Fig. 5) asociados condicha esquistosidad. Por otra parte, comopuede apreciarse en el mapa y cortes geoló-gicos de la Fig. 3, la superficie de cabalga-miento corta a pliegues previos en el alócto-no y aparece doblada por flexiones suavesLa estructura herciniana del sector oriental 301Pliegues con ch~rnelas curvadas desa-rrolladas sobre cuarcitas en el autócto-no relativo del Cabalgamiento de Ve-rÍn.b. Esquistosidad de crenulación de 2. a fa-se en filitas del alóctono relativo delCabalgamiento de Verín.c. Rocas de falla asociadas al Cabalga-miento de Verín, desarrolladas en fili-tas grises y ampelitas del Grupo deNogueira.d. Brechas asociadas al Cabalgamiento de Verín, desarrolladas en filitas y limolitas. Venta de La Capilla.e . Micropliegues de 2. a fase de deformación desarrollados en venas de cuarzo y bandeo tectónico asociado.Filitas en el alóctono relativo del Cabalgamiento de Pradocabalos.302 Fariasposteriores. Todos estos datos estructurales,unidos a las diferentes sucesiones estratigrá-ficas del alóctono y autóctono ponen clara-mente de manifiesto la existencia e impor-tancia real de este cabalgamiento.El CABALGAMIENTO DE VERÍNEl Cabalgamiento de Verín, descrito re-cientemente en esta región (FARIAS yMARQUINEZ op. cit.) constituye una im-portante estructura cuya cartografía ha sidoposteriormente extendida en las áreas meta-sedimentarias de Fronton-Herbedeiro y an-tiforma de Os Peares (BARRERA et al., op.cit.). Estos nuevos datos, junto con los delas cartografías de las regiones portuguesasde Tras-os-Montes (RIBEIRO 1974) y de laSerra do Marao (PERElRA y RIBEIRO 1983)han permitido establecer de forma concretalos límites de la Zona de Galicia-Tras-os-Montes (FARIAS et al., en prensa), que in-cluye a todos los materiales situados por en-cima de su cabalgamiento basal.El sector más oriental del Sinclinal deVerín, aquí estudiado, presenta notable in-terés por cuanto que en el pueden observar-se de forma especialmente clara las relacio-nes geométricas y estructurales existentesentre el alóctono y autóctono relativos delCabalgamiento de Verín, así como sus es-tructuras y rocas de falla asociadas. Así y aligual que sucede con el Cabalgamiento dePradocabalos, en el mapa y corte geológicospuede observarse como la superficie de ca-balgamiento corta a pliegues previos debi-dos a la primera fase hercínica, llegando enconsecuencia a intersectar cartográficamentecontactos entre formaciones en el autóctonorelativo.Asociadas al Cabalgamiento de Verín sedesarrollan estructuras y microestructurastales como pliegues y esquistosidades decrenulación así como gran cantidad de rocasde falla; es de destacar en este sentido lapresencia de pliegues con charnelas curvas(Fig. 5) desarrollados en niveles cuarcíticosdel autóctono relativo del cabalgamiento.Los ejes de estos pliegues muestran una mo-derada dispersión (Fig. 4), que permite su-poner un avance para este manto en direc-ción aproximada SW-NE.•I-,-.... .. . ..l. ~. )e::.. .. .....•.. " ..... ..Fig. 4. Distribución de los ejes de pliegues de 2. a fa-se asociados al Cabalgamiento de Verín en elsector estudiado.En relación con este cabalgamiento seobserva la existencia de gran cantidad de ro-cas de falla con características diferentes enfunción del tipo de litología sobre la que sedesarrollan (Fig. 5). Llama la atención eneste sentido, la abundancia de rocas de tipocataclástico y brechoide formadas a partir demetasamitas y filitas intercaladas, que for-man cuerpos tabulares con un espesor supe-rior a los 500 m. Esta enorme cantidad derocas deformadas hacen pensar en la posibleexistencia de fallas de orden menor asocia-das al cabalgamiento principal. Asimismo,en las inmediaciones del Cabalgamiento deVerín se llega a la práctica filonitización delas rocas, sobre todo en litologías de granomuy fino (filitas, ampelitas, etc ... ).Las deformaciones posteriores a los Cabalga-mientosLas estructuras descritas anteriormentese encuentran deformadas por otras más tar-días. En este sentido, los trazados de amboscabalgamientos aparecen afectados en elsector estudiado por flexiones suaves debi-das a pliegues de tercera fase hercínica, a loscuales se asocia una esquistosidad de crenu-lación o una esquistosidad espaciada de po-sición subvertical. Asimismo, la traza carto-gráfica del Cabalgamiento de Verín se en-cuentra modificada en la parte más orientalpor la presencia de un pliegue radial perte-BIBLIOGRAFIAALONSO ALONSO, ]. L. Y RODRIGUEZ, L. R.(1981). Aportaciones al conocimiento de la estruc-tura del Sinclinorio de Verm. Cuad. Lab. Xeol. La-xe, 3, 93-122.ARCE DUARTE,]. M., LOPEZ-PRADO TElXElRA,]. YDEL MORAL CRESPO,]. (1981). Mapa y me-moria explicativa de la Hoja n. o 266 (LA GUDI-ÑA) del Mapa Geológico Nacional a E. 1:50.0002. a serie (MAGNA). Inst. Geol. Min. Esp. ServoPubl. Min. Ind.BARRERA,]. L., FARIAS, P., GONZALEZ LODEI-RO, F., MARQUINEZ, ]. MARTIN PARRA, L.M., MARTlNEZ CATALAN, ]. R., del OLMOSANZ, A. y de PABLO MACIA,]. G. 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Hercynian structure of the eastern part of the Sinclinal de Verín Area. Verin and Pradocabalos thrust

http://ruc.udc.es/dspace/bitstream/2183/6000/1/CA-11-24.pdf

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