LABURPENA

Lan honetan Trias-Keuperen afloramientuak Bizkaiko sinklina- laren nukleoan elestzen dira lehenengoz. Baita ere, egitura diapirika hauentzat, zeren aurrerapena lekuaren tektonikak zuzen zuzen kontrolatzen du, egokeraren heredu bat eskaintzen da.

RESUMEN En este trabajo se describen, por vez primera, afloramientos de Trias-Keuper en el núcleo del sinclinorio de Vizcaya. Asimismo, se propone un modelo de emplazamiento para las estructuras diapíricas, cuyo desarrollo está controlado directamente por la tectónica local.

ABSTRACT Diapiric structures in the Biscay Synclinorium. The outcrops of Trias-Keuper in the core of Biscay Synclinorium are described for the first time in this paper. Besides, a model of emplacement for these diapiric structures is proposed: the evolution of diapirism is directly controlled by local tectonic.

INTRODUCCION Los diapiros de la región Vasco-Cantábrica se distribuyen a lo largo de tres alineaciones, que coinciden con las directrices de los pliegues mayores reconocidos en la región (fig. 1). Este paralelismo sugiere que el desarrollo de ambas estructuras ha estado relacionado, aunque la formación de los diapiros estuviera controlada, en gran medida, por la distribución de los materiales acumulados durante el Cretácico (BRINKMANN y LÖTGERS, 1968).

Los diapiros que hemos estudiado se localizan en el triángulo delimitado por las poblaciones de Vergara, Zumárraga y Elosua (provincia de Guipúzcoa). Los materiales perforantes que predominan son margas * Departamento de Geotectónica y Geomorfología, Facultad de Ciencias, Universidad del País Vasco. Apartado 644, Bilbao.

y evaporitas del Trías que están en contacto con calizas y margocalizas de edad Cenomanense y Senonense

(JEREZ et al., 1971); aparecen en una situación estructural

inusual, ya que afloran en el núcleo del sinclinorio de Vizcaya (fig. 9). Figura 1. Localización de diapiros (en negro) de la región Vasco-

Cantábrica y de las trazas axiales de los pliegues mayores: 1, anticlinal de Bilbao; 2, sinclinorio de Vizcaya; 3, anticlinal del Norte de Vizcaya, B, Baquio; BI, Bilbao; F, Frúniz; G, Guernica; I, Irumugarri; M, Munguía; MZ, Meñacoz; N, Navárniz; VI, Vitoria; La zona cartografiada en la figura 2 aparece recuadrada.

Estructuras diapíricas asociadas al sinclinorio de Vizcay

J. CUEVAS* J.M. TUBIA*

MUNIBE (Ciencias Naturales) 37 1-4 SAN SEBASTIAN 1985 ISSN 0027 - 3414

2 J. CUEVAS - J.M. TUBIA

Figura 2- Diapiro en forma de pistón o cilindro. Obsérvese el arrastre producido en las capas encajantes debido a su ascenso.

CARACTERISTICAS GENERALES DEFINICION Y TIPOS PRINCIPALES

Un diapiro es un cuerpo de roca que se ha movido hacia arriba atravesando y desplazando las rocas suprayacentes. La palabra deriva del vocablo griego diaperein, que significa perforar. La ascensión de tales cuerpos de roca tiene una causa gravitatoria: la menor densidad de las rocas que ascienden, en relación con la densidad de las rocas atravesadas, les confiere una fuerza ascensional. Para que la ascensión se produzca se necesita, además de una menor densidad, que proporciona la fuerza, la existencia de rocas suficientemente dúctiles como para poder fluir y la posibilidad de que las rocas superiores o suprayacentes puedan hacer sitio a la masa ascendente deformándose. Los diapiros más comunes son los de evaporitas, rocas formadas por concentraciones excesivas de sales como clururos, sulfatos o nitratos, que precipitan formando capas de espesor a veces considerable. Frecuentemente, tales concentraciones se dan en cuencas continentales endorréicas en las que la evaporación de agua es superior a los aportes fluviales debidos a las precipitaciones. Se dan también casos en mares interiores cuya comunicación con el mar abierto es interrumpida durante un cierto periodo de tiempo y en los que también la tasa de evaporación supera a la de aporte. Este fue el caso de Mediterráneo hace 6 m.a. (millones de años), en el Mioceno Superior, cuando la

comunicación con el Atlántico quedó cortada por el cierre

del Estrecho de Gibraltar. El episodio de desecación y depósito debió durar medio millón de años y a lo largo de él se acumularon varios cientos de metros (localmente hasta 2000 m) de evaporitas sobre el fondo de la cuenca marina, a 3000 m de profundidad bajo el nivel medio actual del mar

Figura 3-Diapiro salino en forma de domo. Obsérvese el sistema de fallas normales conjugadas asociado. Este de los Estados Unidos.

. También son comunes los diapiros de arcilla y barro, materiales muy plásticos y poco densos cuando están empapados de agua. Estos y los salinos son característicos de depósitos sedimentarios en la parte superior de la corteza terrestre, a profundidades menores de 15 km en general. A mayores profundidades, todavía dentro de la corteza, se dan otro tipo de diapiros: las intrusiones graníticas. Los granitos son masas de roca fundida cuya composición química es muy rica en óxidos de elementos ligeros como SiO2, Na2 O, K2 O y CaO. Debido a su composición y a encontrarse en estado líquido o parcialmente líquido (más del 10% líquido), su peso específico es menor que el de la mayor parte de las rocas que se encuentran en la corteza continental media e inferior, entre 10 y 30 km de profundidad, por lo que ascienden, formando plutones discordantes, llamados batolitos o stocks, que son estructuras diapíricas. MORFOLOGIA EVOLUCION Y ESTRUCTURAS ASOCIADAS Las diferentes formas de los diapiros dependen de la ductilidad de las rocas encajantes y de las anisotropías que existan en ellas pero, en gran medida, dependen también de la evolución del diapiro en un momento dado, de manera que las diferentes formas representan a la vez distintos estadios en su evolución. Las formas más características son las de almohadilla, domo (Figs.3 y 4), cilindro o pistón (Fig.2 y 4), cono, tubo o espina (Fig.5) y champiñón u hongo (Fig.6). La mayor parte de los diapiros responden a su nombre, es decir, son perforantes, pero algunos no interrumpen la continuidad de las capas encajantes, limitándose a deformarlas (Fig.4). Muchos diapiros llegan a extruir, es decir, a atravesar toda su cobertera y aflorar en superficie. A menudo, la erosión de la cobertera contribuye al afloramiento de la masa salina. Como suelen dar un relieve elevado en forma de domo más o menos alargado, la masa salina puede desbordarse y descender por los lados del domo formando lo que se han llamado flujos o glaciares de sal. Esto sucede en climas es áridos, pues en los húmedos, la velocidad de disolución de la sal supera a la de extrusión y los flujos no llegan a formarse.

ESTRUCTURAS DIAPIRICAS ASOCIADAS AL SINCLINORIO DE VIZCAYA 3

Figura 4- Diapiro perforforante (arriba) y no perforante (abajo).

Figura 5- Diapiros con morfología de espina en la costa sureste de los Estados Unidos, en el Golfo de México

Las distintas formas de los diapiros representan, a menudo, distintos grados de evolución, como puede verse en la Fig.8, que se basa en los análisis efectuados en la cuenca de Zechstein, en el NW de Alemania. El nivel salino, también llamado Zechstein, se formó al final del periodo Pérmico (250 m.a.) en un mar llamado con el mismo nombre que se extendía por Europa central y los Paises Bajos hasta Inglaterra. La intrusión de los diapiros más antiguos comenzó hace unos 230 m.a., en el Triásico, y pasó por sucesivos estadios de almohadilla, domo y champiñón. Obsérvese cómo, al final, casi toda la sal se halla en el diapiro, habiendo desaparecido del nivel en que

Figura 6- Diapiro con forma de champiñón en los Pirineos españoles. Este diapiro llegó a extruir

originalmente se encontraba. La Fig.7 muestra el mismo tipo de evolución, obtenida en un experimento con líquidos viscosos de distinta densidad. La evolución hacia una forma de hongo está condicionada por las características de las capas encajantes, y no siempre se produce. A profundidades menores de 1 km, los sedimentos recién depositados son tan porosos que su densidad es igual o menor que la de la sal. Entonces, ésta no tiende a ascender más, sino a extenserse lateralmente por ellos si son suficientemente blandos, formando los diapiros en forma de hongo. Si los sedimentos no son tan dúctiles como para permitir la expansión lateral de la sal, ésta continúa ascendiendo, empujada por la que hay a profundidades mayores, llegando a perforar toda la cobertera. La forma de champiñón se puede ver favorecida, además, cuando hay una alternancia de capas rígidas y capas muy dúctiles: cuando la sal llega a un contacto de una capa dúctil con una rígida, puede encontrar dificultades para perforar la rígida, por lo que tiende a extenderse por debajo de ella, aprovechando la ductilidad de las rocas inferiores.

Figura 7 -Diapiros experimentales obtenidos con líquidos viscosos de diferentes densidades. Cada diapiro pasa por los estadios de almohadilla, cilindro y champiñón.

4 J. CUEVAS - J.M. TUBIA La evolución del diapiro genera estructuras en las capas suprayacentes. Lo primero que se forma en éstas es un domo. Sin embargo, como la sal ya se ha concentrado en la almohadilla, ha desaparecido de sus extremos, lo que provoca el hundimiento de las capas alrededor del domo, dando lugar al llamado surco periférico primario, que suele ser más o menos circular en planta. Este surco es rápidamente ocupado por sedimentos, cuya edad marca el inicio del diapiro. Más tarde en la evolución, cuando el diapiro se encuentra en el estadio de pistón o champiñón, se forma una estructura sinclinal a su alrededor que se denomina sinclinal de borde (“rim syncline”) y que a menudo tiene flancos inversos. En superficie, éste sinclinal se manifiesta como un surco de menor diámetro que el primario, que se llama surco periférico secundario. Como puede apreciarse en la Fig.8, la sedimentación puede ser continua a lo largo del proceso. Los sedimentos contemporáneos con los últimos estadios son más potentes

cerca del diapiro, en el surco secundario y, debido a la continuidad entre sedimentación e intrusión, forman con los más antiguos una especie de discordancia progresiva, aunque puede haber discordancias netas entre distintas formaciones. Mientras los sedimentos inferiores están a menudo invertidos en el sinclinal de borde, los superiores no suelen estarlo.

La deformación de las capas suprayacentes no sólo se efectúa de una manera dúctil, sino que muy a menudo se producen fallas. La Fig.9 muestra la evolución de un diapiro y la creación de fallas en su encajante y la Fig.10, la disposición de las fallas mayores en un domo topográfico situado sobre un diapiro y en un diapiro aflorante. Al principio, las capas que se encuentran sobre el nivel salino experimentan una extensión, debido al abombamiento inducido en ellas por la almohadilla o el domo.

Figura 8- Evolución de un diapiro salino pasando por los estadios de almohadilla y champiñón- Obsérvense las relaciones de las distintas formaciones que se van depositando y que configuran dos surcos concéntricos, el

primario y el secundario. El ejemplo se basa en un diapiro de la cuenca de Zechtein, en Alemania.

ESTRUCTURAS DIAPIRICAS ASOCIADAS AL SINCLINORIO DE VIZCAYA 5

Figura 9-Evolución de un diapiro mostrando las fracturas desarrolladas durante su ascenso, normales al principio e inversas al final. Obsérvese

también el desarrollo de pliegues.

Los diapiros que tratamos tienen en común el ser afloramientos con formas lenticulares, de dimensiones reducidas y encontrarse agrupados en el núcleo del sinclinorio de Vizcaya; además, sus ejes mayores son paralelos, aproximadamente, a la traza de la superficie axial del pliegue, como se observa en la figura 11. Los materiales que aparecen se han atribuido clásicamente al Keuper. Presentan una gran diversidad de litologías, a pesar de su reducida extensión cartográfica; dominan las margas abigarradas con cristales de cuarzo bipiramidales y masas de yeso distribuidas irregularmente. En menor proporción aparecen ofitas, con mineralizaciones de oligisto especular en las fracturas.

El examen de los contactos entre el Trías y las rocas encajantes muestra que estos diapiros se han desarrollado a favor de fallas longitudinales que afectan al núcleo del sinclinorio de Vizcaya. Por esta razón aparecen alineados según una dirección WNW-ESE, que coincide aproximadamente con la de la traza axial del sinclinorio. De este modo se explica también que sus formas cartográficas sean alargadas en la misma dirección. En el afloramiento de mayores dimensiones hay niveles bituminosos, alternado con otros de sulfuros y fluorita; también conviene señalar la presencia esporádica de fragmentos de calizas, atribuibles al Jurásico. Consideramos que estos materiales forman parte del techo del diapiro, ya que son productos típicos de la montera diapírica («Cap rock», HALBOUTY,1967), y que los fragmentos de rocas carbonatadas son retazos de Jurásico arrastrados por la masa diapírica en ascenso. Otros datos que apoyan la interpretación anterior son: la localización preferente de los niveles citados en las zonas de contacto con las margocalizas encajantes y la existencia de buzamientos suaves y con caracter divergente respecto al centro del diapiro, en los niveles bituminosos y de sulfuros.

MODELO DE EMPLAZAMIENTO Las condiciones distensivas en esta cuenca sedimentaria, durante el Cretácico, propiciaron la actuación de fallas normales que afectaban al zócalo (RAT,1959; CAMPOS, 1979); éste es el caso de la zona de falla indicada aproximadamente por las rocas ígneas de la alineación Meñacoz-Irumugarri (CUEVAS et al.,1981), que limitó un dominio hundido al sur de la alineación. La existencia de irregularidades en el infrayacente y suprayacente a los materiales diapíricos, favorece el movimiento halocinético, como ha sido comprobado experimentalmente (RAMBERG, 1981). En nuestro caso, las variaciones de nivel en el sustrato del Trías y las diferencias de carga originadas por el mayor acúmulo de materiales en los bloques hundidos, debieron favorecer su migración con anterioridad al inicio del plegamiento.

Figura 10- Fallas, esencialmente radiales, en un diapiro no aflorante (izquierda) y en uno aflorante (derecha). Ulabio levantado; D-labio hundido.

6 J. CUEVAS - J.M. TUBIA La halocinesis precoz del Trías (anterior a las etapas compresivas de deformación), motivada por acumulación diferencial de sedimentos, ha sido propuesta con anterioridad para las dos alineaciones diapíricas meridionales de la figura 1 (BRINKMANN y LÖTGERS,1968) y para los diapiros situados en los bordes norte y oeste del macizo de Cinco Villas (CAMPOS, 1979). Los mecanismos anteriores no bastan, en esta ocasión, para explicar las características y lugar de emplazamiento de los diapiros; se requiere un control tectónico adicional, ligado al desarrollo de las estructuras de compresión post-Eocenas. Una de ellas, el sinclinorio de Vizcaya, se puede considerar como un gran pliegue, producido por un mecanismo de «buckling », aunque muestre en detalle una complejidad estructural mucho mayor, como se ha puesto de manifiesto recientemente (CUEVAS et al., 1982). Cuando el plegamiento es el factor de puesta en marcha del movimiento halocinético, la mayor parte del material diapírico infrayacente a los sinclinales tiende a migrar hacia los anticlinales, debido a que son zonas de menor presión litostática. La distribución regional de diapiros responde a este principio, ya que los mayores afloramientos de Trías diapírico están en el flanco SW del anticlinal del Norte de Vizcaya (Baquio,Munguía, Guernica, Navárniz...); los diapiros objeto de este trabajo requieren explicaciones adicionales sobre aspectos tales como el origen del Trías, la forma de emplazamiento y su localización en un núcleo sinclinal.

Figura 12. Corte esquemático del sinclinorio de Vizcaya en la transversal Anzuola-Elosua. Como niveles de referencia aparecen: 1, Complejo Volcánico; 2, Trías-Keuper y 3, zócalo. La escala vertical es quivalente a la escala horizontal. La profundidad del zócalo se ha deducido a partir del trabajo de SOLER et al., 1980. El Trías debe proceder del que se conservaría alojado bajo alguno de los anticlinales de segundo orden, que son frecuentes en una estructura como la del sinclinorio de Vizcaya; el anticlinal de Gorla (fig. 11) es un ejemplo de estos pliegues secundarios asociados al sinclinorio. La halocinesis por sí sola no es un mecanismo suficiente para explicar la presencia del Trías en el nivel estratigráfico que ocupa actualmente, dada su escasez bajo el sinclinorio y el espesor de la columna de materiales (cercano a 3.000 m., según SOLER et al., 1980) que habría tenido que perforar. La existencia de zonas de debilidad, en nuestro caso fallas inversas longitudinales (fig. 12), que afectan a la columna de materiales, han favorecido el ascenso del Trías hacia la superficie. Por el mismo motivo se explica la ubicación de los diapiros en el núcleo de un sinclinal, que-se encuentra afectado por las fallas inversas que han controlado el diapirismo localmente.

Figura 11. Cartografía del sinclinorio de Vizcaya, entre el río Deva y el monte Irumugarri. En blanco están representadas las calizas y margocalizas del Cretácico Superior: con cruces, el Complejo Volcánico; con puntos, las areniscas y margas negras del Albense- Cenomanense; en negro, el Trías. A, Anzuola; E, Elosua; G, refugio de Gorla; I, Irumugarri; V, Vergara; Z, Zumárraga.

ESTRUCTURAS DIAPIRICAS ASOCIADAS AL SINCLINORIO DE VIZCAYA 7 El control estructural, propuesto aquí para los diapiros del núcleo del sinclinorio de Vizcaya, puede hacerse extensible a algunos otros, como el de Guernica, con alargamiento norte-sur y los de la alineación, también norte-sur, Baquio-Munguía. Estos diapiros, que producen una reorientación local de las capas encajantes, han debido utilizar para su ascenso halocinético fallas diagonales a las estructuras de plegamiento,como se propone en la figura 13. Conviene señalar que en el caso de los de la alineación Baquio-Munguía, la reorientación continúa por el sur hasta las proximidades de Frúniz, por lo que puede pensarse en la existencia de un domo diapírico al oeste de Frúniz, posible prolongación hacia el sur del diapiro de Munguía

Figura13. La dirección de alargamiento de diapiro de Guernica y los de la alineación de Munguía coincide con el trazado de las hipotéticas fallas, ligadas a los esfuerzos de compresión (señalados con flechas gruesas en la figura), que han originado el plegamiento. Los afloramientos diapíricos aparecen en negro. B, Bilbao; G, Guernica; M, Munguía.

CONCLUSIONES Las características y situación de los diapiros que aparecen en el núcleo del sinclinorio de Vizcaya son consecuencia de los mecanismos de emplazamiento. Su formación ha estado controlada por la existencia de pliegues y de fallas; los primeros han permitido laconservación del Trías bajo el sinclinorio de Vizcaya y las fallas han facilitado el ascenso de los materiales diapíricos hacia la superficie. Queremos expresar nuestra gratitud al profesor: Dr. D. Francisco Navarro Vilá por las observaciones efectuadas sobre este manuscrito.

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