Resumen Tesis Herranz Espa - webs.ucm.eswebs.ucm.es/centros/cont/descargas/documento39582.pdf · 1 1. PRESENTACIÓN “SEMINARIOS DE ESTRATIGRAFÍA- Serie Mono-grafías” es una

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1. PRESENTACIÓN

“SEMINARIOS DE ESTRATIGRAFÍA- Serie Mono-grafías” es una publicación no periódica que presentaalgunas de las Tesis Doctorales realizadas en nuestrainstitución. La etapa de edición impresa ha concluido conel Tomo 12. Se prevé la continuación de la publicaciónen soporte digital.

El Tomo 10 consta (excepcionalmente) de cuatrofascículos, de los cuales sólo pudieron publicarse los dosprimeros, por diversos problemas. Superadas las másimportantes dificultades, ahora distribuimos los fascícu-los tercero y cuarto, que completan ese Tomo 10 de estaprimera etapa.

Conscientes del excesivo retraso en esta entrega,pedimos disculpas a quienes recibieron los dos primerosfascículos. Señalemos que el propio autor considera que,a pesar del tiempo transcurrido, la mayor parte de losdatos y conclusiones expuestos siguen siendo válidos.

Este estudio es una Tesis Doctoral, realizada desde1966 a 1984, sobre la Geología Regional y Estratigrafíade un sector muy poco conocido, con 4.500 km2 de super-ficie, dentro de la “Zona de Ossa-Morena” (en adelanteZ.O.M.). Esta “Zona” es uno de los dominios clásicos enque se divide el “Macizo Hespérico” (Proterozoico +Paleozoico) que ocupa la mitad SW de la PenínsulaIbérica.

La inicial escasez de antecedentes locales ha obligadoa realizar un trabajo pluridisciplinar previo a la Estrati-grafía propuesta. Por ello, y por la gran cantidad y varie-dad de datos manejados, se ha optado por una estructuraenciclopédica en la presentación, de modo que cada

apartado pueda entenderse sin necesidad de conocer elresto de la obra.

No se muestra aquí, por problemas de edición, unaparte fundamental de este estudio: un enorme mapageológico de toda la zona estudiada, a escala 1:32.000,realizado con el máximo poder de resolución que permitedicha escala, y basado en conceptos cartográficos innova-dores. Es una gran base de datos, apta para su digitaliza-ción, que ya preveía el actual desarrollo de la metodolo-gía G.I.S.. La lectura detallada de dicho mapa ha genera-do una parte importante de los resultados aquí expuestos.

Desgraciadamente, no existe aún un método gráficode edición de ese mapa, económicamente asequible, quepermita la visión sinóptica y detallada simultáneamente.Como referencia, adjuntamos un facsímil (a escala •1:300.000) del Mapa Geológico Simplificado a escala1:100.000, mucho más manejable e inteligible.

Este trabajo ha requerido un análisis bibliográficoexcepcionalmente amplio y profundo, sobre todo con elfin de comparar los numerosos datos obtenidos sobrePrecámbrico y Paleozoico, con los de áreas y estratotiposrepartidos en un amplio paleoentorno de más de 5.000 kmde radio.

Esta Tesis recibió la calificación de Sobresaliente“Cum Laude” tras su lectura el 24 de julio de 1.984, yposteriormente el “Premio Extraordinario de Doctorado”de la Facultad de Ciencias Geológicas de la UniversidadComplutense de Madrid, correspondiente al Curso Aca-démico 1983-1984.

Pedro HERRANZ ARAÚJO. El Precámbrico y su cobertera paleozoica en la región centro-oriental de la provincia de Badajoz.

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ESTRUCTURA DE LA DESCRIPCIÓN:

Modelo utilizado en este trabajo y en su resumen para la descripción de las unidades estratigráficas precámbricas dedistinto rango y naturaleza. (Ejemplo concreto: Beturiense ± Beturiense Inferior ± Unidades P1, P2, P3 ).

BETURIENSE

A.- NombreB.- Tipo / RangoC.- PrecedentesD.- EstratotipoE.- Descripción General

EspesoresLímitesLitologíaSubunidades Clases Enumeración Litologías subunidades Contactos internosVarios (Tectónica / Metamorfismo / ...)

F.- Aspectos regionales (Z.O.M. / Sector)Presencia / ausenciakm2 Z.O.M. / km2 SectorVariaciones / tendencias

G.- Génesis / PaleogeografíaH.- Correlaciones / ComparacionesI.- Datación / Acotación de edadJ.- Referencias Bibliográficas

BETURIENSE INFERIOR

a.- Nombre b.- Tipo / Rango c.- Precedentes específicos d.- Estratotipo e.- Descripción

EspesoresLímitesLitologías

Unidades Litoestratigráficas P P1

NombreTipo/RangoPrecedentesEstratotipoDescripción

EspesoresLímitesLitologíasSubunidades litoestrati-gráficas.

NombreRangoDescripciónAspectos regionalesGénesis

Contactos internosVarios (Tectónica / Meta-morfismo /...)

Aspectos Regionales (ZOM /Sector)

Presencia / ausenciakm2 Z.O.M. / km2 SectorVariaciones / Tendencias

Génesis / PaleogeografíaCorrelaciones / ComparacionesDatación / Acotación edadReferencias bibliográficas

P P2 Ídem que P1 P P3 Ídem que P1 Contactos internos (P1/P2/P3)Varios (Tectónica / Metamorfismo / ...)

f.- Aspectos regionales (Z.O.M. + Sector)Presencia / ausenciakm2 Z.O.M. / km2 SectorVariaciones / Tendencias

g.- Génesis / Paleogeografía h.- Correlaciones / Comparaciones i.- Datación / Acotación de Edad j.- Referencias bibliográficas

Presentación y Resumen.

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2. RESUMEN AMPLIO

Este extenso resumen es el original de otra versiónen inglés, destinada a los lectores que desconocen elespañol, para que puedan acceder a los datos, resultadose hipótesis más importantes de este trabajo. Con el fin defacilitar su comprensión, incluye frecuentes referencias apáginas del texto de la Tesis que contienen gráficos ocuadros.

Una vez realizado este extracto, hemos creído con-veniente su difusión en versión española, tanto paraahorrar tiempo a lectores apresurados, como para facilitarla introducción en un estudio ya antiguo y poco difundi-do.

La redacción de este resumen es muy reciente, perorefleja fielmente los datos e ideas originales, e incluso lanomenclatura geológica, del momento de exposiciónpública de la Tesis (julio de 1984). Los originales están

depositados en el Rectorado de la Universidad Complu-tense de Madrid, y en la Biblioteca de la Facultad deCiencias Geológicas de dicha Universidad.

Estos cuatro fascículos del tomo 10 de Seminariosson copia fotográfica de la Tesis original; en esta reedi-ción sólo se han corregido las erratas mecanográficas. Nose han añadido, eliminado o cambiado partes del conteni-do científico. En aspectos formales se ha sustituido lalista bibliográfica por otra de formato más moderno, y elmapa general en blanco y negro por un facsímil reducidoy en color. Se ha eliminado el álbum de fotografías paisa-jísticas en color (por su deterioro y alto coste de restaura-ción) y en cambio se añade una imagen regional, amable-mente cedida por la empresa AURENSA, para la locali-zación del sector estudiado.

2.1. ESTRATIGRAFÍA

Se presenta y describe, por primera vez en el sector“centro-norte” de la Z.O.M., el registro estratigráficointegral de Precámbrico y Paleozoico.

Se describen, de acuerdo con las recomendacionesde la Guía Estratigráfica, 49 unidades con rangos provi-sionales de miembro o formación, que se agrupan enunidades progresivamente mayores que también se des-criben (pág. 348).

Se presta una atención menor, no sistematizada, adiferentes depósitos continentales de edad incierta, tercia-rios y cuaternarios. Una columna sintética (págs. 349,350, 1.166, 1.167, 1.214) hecha con los espesores máxi-

mos (conservados/ visibles/ completos) de cada unidadmenor, supera ampliamente los 17.000 m.

Los materiales presentes (y sus protolitos remotos)creemos que quedan acotados ampliamente, en edad,entre el Arcaico terminal y la base del Carbonífero másalto.

Este sector de la Z.O.M. está atravesado por unossistemas de desgarres tardihercínicos, sinestrales, dedirección aproximada 120º, con desplazamientos pluriki-lométricos, especialmente importantes según la compo-nente horizontal. Con ello quedan individualizados diver-sos bloques de diferentes tamaños (págs. 858, 892, ...),


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cada uno de los cuales tiene aflorante un fragmentoespecífico de la columna sintética total. Así, en unatransversal a esos bloques, ahora están superficialmentecontiguos, separados por sólo una fractura, materiales quese depositaron en ámbitos moderadamente distantes(cumpliéndose, por supuesto, lo contrario). Por efectocombinado del desplazamiento vertical y arrasamientoerosivo del bloque más elevado, aparecen actualmentecontiguos, a ambos lados de la falla, niveles estructuralesy ámbitos tectonometamórficos muy distintos.

Hemos estudiado cuidadosamente, en varios aspec-tos, las numerosas discontinuidades existentes en lacolumna local (saltos de metamorfismo asociados, con-traste de espectros de deformación, análisis paleomorfo-lógico, geometría de discordancias, características de losclastos en conglomerados basales, existencia de paleoal-teraciones, etc...). Con ello hemos conseguido, además dedetectar y caracterizar fases de deformación / metamorfis-mo, hipótesis sobre los espesores de materiales elimina-dos en cada ciclo paleoerosivo (parece que las lagunasexistentes corresponden a espesores mayores que los

conservados en la columna sintética general). De modoaún más patente, el tiempo representado por esas lagunas,es claramente superior al correspondiente al registroestratigráfico conservado.

No hemos identificado materiales correspondientesal Carbonífero más alto ni al Pérmico (hay brechas rojasresiduales, subhorizontales, de edad indeterminada, másprobablemente oligocenas). Si hubo sedimentación, fuecontinental, escasa, y sus depósitos serían erosionadosprecozmente.

No hay depósitos mesozoicos, por supuesta falta desedimentación. Como mucho pudo haber sedimentaciónepicontinental efímera en el momento de máxima expan-sión jurásica o en el Cretácico Superior (estas conjeturasse basan en modelos paleogeográficos ajenos).

Un Terciario continental muy singular (“Tierra deBarros”) y unos interesantes pedimentos pliocuaternarios(las “Rañas”), se describen someramente, junto condepósitos continentales cuaternarios, pero no se estudianen este trabajo.

2.1.1. PRECÁMBRICO (PC)Por magnitud y complejidad constituye una “mega-

unidad” inclasificable, por encima de “supergrupo”. Laacotación y adjudicación de edad no se basan en metodo-logía micropaleontológica ni en cronología absolutareferida a los protolitos; se ha utilizado la relación deinfrayacencia respecto a Cámbrico Inferior datado, y lacomparación o correlación sistemática con multitud desucesiones análogas datadas en otras áreas precámbricas.

Ya los autores pioneros del siglo XIX se pronuncia-ron por la edad pre-paleozoica de estos materiales (p.e.,LE PLAY y MACPHERSON). Esta idea fue prontorechazada, sistemáticamente, suponiendo que se tratabade materiales paleozoicos de distintas edades, afectadospor diversos grados de metamorfismos de contacto. Elerror se mantuvo unos 100 años y persistía al comienzode este trabajo (1.966), a pesar de que en esta época, elequipo del Dr. ALÍA de la Universidad Complutense deMadrid demostraba la presencia de Precámbrico en laZ.O.M.

Consideramos que los materiales que a continuacióndescribimos son fundamentalmente proterozoicos. Quizáslos protolitos remotos de algunos ortogneises sean finiar-caicos. En cambio, algunas vulcanitas o vulcanoclásticosde lo que llamamos “Precámbrico Terminal” pueden serrealmente cámbricos (dependiendo de la cronologíaaceptada para ese problemático límite P0/0). Todo elconjunto de materiales precámbricos, aparece discordantebajo depósitos paleozoicos datados (cámbricos inferiores

bajos, o más recientes). Los hemos agrupado en tresgrandes conjuntos superpuestos, de naturaleza y rangoaún no establecido (dos supergrupos y un grupo?), queno tienen significado cronoestratigráfico formal. Estastres macrounidades están separadas sistemáticamente porimportantes e incuestionables discordancias, y ademásmuestran patentes discontinuidades internas. De abajo aarriba las denominamos “Beturiense” (PCb), “Alcudien-se” (PCa) y “Precámbrico Terminal” (PCt).

2.1.1.1. BETURIENSE (PCb)A.- Nombre sin significado cronoestratigráfico, basado

en la denominación pre-romana de la región queengloba el área estudiada (Vœturia o Beturia).

B.- “Unidad delimitada por discordancias” (unconfor-mity bounded unit) con rango provisional de super-grupo.

C.- Concepto y nombre establecidos provisionalmentepor HERRANZ et al. (1.977). Se complementan eneste trabajo.

D.- Estratotipo local, de síntesis; para nuestro sector, enel valle medio del río Matachel. El estratotipo defi-nitivo regional habrá de sintetizarse con afloramien-tos de la “Banda Porto-Badajoz-Córdoba” (queincluye ese valle) y de los núcleos precámbricos de


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“Olivenza-Monesterio” (al sur) y de “Évora-Beja-Aracena” (al oeste).

E.- La descripción, simplificada, la haremos después, através de las dos unidades superpuestas de queconsta (PCb-1 y PCb-2). La potencia conservada visi-ble de PCb, deducida de la cartografía, oscila entre4.000 y 6.000 m. El límite inferior no aflora, y elsuperior es polierosivo, sellado o no por discordan-cias. Tenemos idea aproximada de cuáles son losniveles más bajos y más altos aflorantes en nuestrosector. Los límites laterales como macroconjuntoestratigráfico son claramente exteriores al sector eincluso a Ossa-Morena, si bien en la actualmentecontigua “Zona Centro-Ibérica” (Z.C.I.) no se haidentificado Beturiense. Toda la unidad muestracompleja microdeformación y polimetamorfismo,variables de acuerdo con los niveles y situacionesestructurales. Están generalizados los retromorfis-mos y las obliteraciones de microestructuras preco-ces.

F.- Regionalmente, la tectónica de bloques tardía, laerosión diferencial de éstos, y la cobertera paleozoi-ca, condicionan el afloramiento actual del Beturien-se, que con discretas variaciones laterales debióestar presente con sus dos unidades en todo el ámbi-to de la Z.O.M. Afloran unos 850 km2 en nuestrosector, y unos 6.000 km2 en la totalidad de dichaZona.

G.- La génesis del Beturiense es compleja y está endiscusión. Se trata ampliamente en este trabajo(págs. 398 ..../1.138 ....). Suponemos una zonareiteradamente móvil, en un ámbito pericratóniconorafricano, con una especie de réplica tardía de losmecanismos de “cinturones de rocas verdes” arcai-cos, o un largo proceso con etapas de “rifting”decisivas.

H.- Las comparaciones, previas a futuras y ambiciosascorrelaciones, las hacemos referidas a PCb-1 y PCb-2.

I.- El polimetamorfismo sufrido por el Beturiensepresenta siempre alguna fase cuyo grado ha impedi-do la conservación de estructuras orgánicas. Tam-bién hay confusión en las dataciones absolutas alsuperponerse eventos dinamotérmicos o térmicos,incluso hercínicos. Así, en una misma roca puedencoexistir granates proterozoicos inferiores con bioti-tas de edad westfaliense. La edad de los protolitosígneos y sedimentarios podría acotarse provisional-mente, con amplio margen de error, entre el Arcaicoterminal y la base del Proterozoico Superior.

J.- Las referencias al joven término Beturiense sonmuy escasas. Las referencias al concepto, concretaso confusas, parten de mitad del siglo XIX y se ex-

ponen en la página 87 y siguientes.

2.1.1.1.1. BETURIENSE INFERIOR (PCb-1)

a.- Nombre y origen vistos en 2.1.1.1.A.

b.- Rango provisional: grupo, con tres unidades litoes-tratigráficas (P1, P2 y P3) que consideramos posiblesformaciones futuras.

c.- El concepto preciso de Beturiense Inferior carece deantecedentes, aunque no sus unidades.

d.- El estratotipo es sintético, a partir de los estratoti-pos, también sintéticos, de sus unidades.

e.- Corresponde a los 2.000 - 2.500 m inferiores, visi-bles, de Beturiense. Su base es pues la del supergru-po. El límite superior está paleoerosionado y selladopor la base del Beturiense Superior con discordan-cia cartográfica que implica además contraste enmeso y microdeformación. Los límites lateralesestán regionalmente ocultos por la unidad supraya-cente, pero se puede suponer continuidad primariaen toda la Z.O.M., aunque es cuestionable la exis-tencia bajo el Alcudiense de la contigua Z.C.I..Hemos distinguido en PCb-1 tres unidades físicamen-te superpuestas, provisionalmente consideradasformaciones y localmente desglosables en miem-bros. En conjunto se trata de rocas ortoderivadasdesde ácidas a muy básicas, con importantes inter-calaciones de metasedimentos. En esquema, éstasson las tres unidades:

P Unidad litoestratigráfica P1

“Gneises Inferiores” o “Fm. Ribera del Fresno”: Rangoprovisional: formación. Estudiada y descrita desde 1965.Estratotipo: NW de Hinojosa del Valle. Espesor visible 500-600 m. Límite inferior oculto. Límites laterales cubiertos, oindentación con P3 e incluso localmente con P4. Límite supe-rior: erosionado, recortado por fracturas, o suprayacenciaparaconforme de la subunidad provisional P1 I.

Internamente, P1 consta de seis cuerpos estratiformessuperpuestos de modo conforme o paraconforme: los cuatroinferiores son gneísicos, el quinto cuarzo-topacítico, y el sextouna alternancia de gneises y esquistos. Encima aparece para-conforme una unidad estratiforme (provisionalmente P1 I) con10 a 70 m de cuarzoesquistos anfibólicos de naturaleza ygénesis problemáticas. Los gneises son mayoritariamenteocelares, filonitizados, miloníticos, con dominio de la tritura-ción sobre la recristalización. Porfidoclastos elipsoidales de 5-12 mm constituyen el 50-80% de la masa: son de ortosa micro-clinizada, con maclas, pertitizaciones, rotaciones, etc., y conbordes complejos. Mesostasis con cuarzo (hasta tres generacio-nes), fdpto. K, albita, biotita, y micas claras diversas, algunasretromórficas. Foliación polideformada con microtransposi-ción. Accesorios: circón, apatito, esfena, granates (precoces ytriturados), topacio, rutilo, óxidos y opacos. Los niveles decuarzoesquistos tienen microclina, albita, biotita, moscovita,circón, granates y óxidos. Un sexto cuerpo estratiforme, conaspecto de cuarcita, tiene abundante topacio y micas claras. Elafloramiento de P1 forma cartográficamente un ojal de unos 40


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km2 (dislocado por fracturas), alineado con otros similares queocupan regionalmente el “núcleo-horst” de la “Banda Porto-Badajoz-Córdoba”. La génesis de P1 es problema debatidodesde 1.965 (págs. 374 ....). Nosotros creemos que se trata deun “domo gneísico” procedente de la removilización polifásicade un profundo zócalo granítico (quizás hasta arcaico), conascenso “diapírico” intraproterozoico hasta quedar encajadomasivamente, y “lit par lit”, en los materiales del Beturiensepropiamente dicho. Habría una larga historia desde el protolitohasta el último episodio térmico hercínico (v. págs. 370 y 379).


“Conjunto Anfibólico” o futura “Fm. Hinojosa”: Toda-vía es un “complejo” por su discontinuo afloramiento. Ya se haidentificado un futuro miembro: la subunidad P2 I, lenticular,intercalada en la parte media-alta, más silícea que el resto. Hayantecedentes regionales a partir de 1.971 (ver pág. 380).Estratotipo local, de síntesis, en los alrededores del pueblo deHinojosa del Valle. Potencia conservada visible, calculada apartir del mapa, • 2.000 m. No aflora la base. Contacto mecáni-co con P1 y con P1 I. Los contactos laterales de la mitad inferiorestán ocultos; en la mitad superior aparecen indentaciones de lasiguiente mitad P3, progresivamente importantes hasta estable-cerse definitivamente como techo de P2. En esta unidad se handiferenciado multitud de litosomas estratiformes, continuos olenticulares, con espesores habituales de uno a varios decáme-tros, y las siguientes litologías dominantes:

• Anfibolitas masivas, fuertemente linealizadas, nemato-blásticas (hornblenda, plagioclasas, biotita, apatito,esfena, opacos y accesorios).

• Anfibolitas microbandeadas o con transposición discon-tinua (plagioclasas más abundantes, epidota y muchosaccesorios).

• Ortogneises anfibólicos de grano fino y tendencia nema-toblástica (porfidoclastos de plagioclasas, rotados, dehasta 3 mm).

• Ortogneises anfibólicos alcalinos (mesostasis de aspecto“fibroso” por lineación de anfíboles y feldespato potási-co que llega a dar porfidoclastos aislados).

• Alternancias centimétricas de bandas de transposiciónanfibólicas y cuarzofeldespáticas, que inspiraron eltérmino “complejo leptino-anfibólico”.

• Esquistos anfibólicos variados en composición y textura(ricos en plagioclasa y biotita; otros con fdpto. K yplagioclasa, biotita, epidota y esfena; otros llegan aincorporar cuarzo).

La subunidad P2 I antecitada, y alguna réplica menor,presentan en campo tonalidades claras, textura linealizadamullionar, y las componen cuarzoesquistos, gneísicos o miloní-ticos finos, con albita, fdpto. K, moscovita, biotita, almandinoy multitud de secundarios y accesorios.

Creemos que equivalentes a P2 se desarrollaron por todala Z.O.M., aunque estén mayoritariamente ocultas o asimiladaspor intrusiones. En nuestro sector hay unos 60 km2, y en elresto de la Z.O.M. hemos visto al menos 100 km2 más ennumerosos afloramientos. Se ignoran las variaciones regiona-les. Las locales se expresan en la pág. 397.

Se desconocen el significado y génesis de P2, pues nohay trabajos regionales sistemáticos sobre su estratigrafía yquimismo para todo el ámbito de la Z.O.M. Localmente, supo-nemos que los protolitos serían rocas básicas, calcoalcalinas y

alcalinas, mayoritariamente efusivas y subvolcánicas, conepisodios vulcanodetríticos, en ámbito geodinámico aún sinidentificar, pero posiblemente ligado a una etapa distensiva, enárea pericratónica al menos episódicamente cubierta por lasaguas.

Los complejos extrarregionales más parecidos están enlos últimos cinturones de rocas verdes y en áreas pericratónicasdel N de África. Debido a la compleja e intensa historia tecto-nometamórfica será difícil la datación del protolito. No obstan-te, las sucesiones más parecidas (veánse págs. 387 ...) se agru-pan en el Proterozoico Inferior e incluso Arcaico terminal. Lasreferencias a ésta y a unidades semejantes, de tipo descriptivo(pág. 380) o conceptual (pág. 388), son abundantes.


“Gneises Superiores”. Futura Fm. Canchalosa-MinaPino”: En las áreas de indentación con P2 es realmente un“complejo”. Hay diversos antecedentes y sinonimias (pág. 389)desde 1967. El estratotipo sería sintético; para muestro sectorhay dos grupos de afloramientos que nos atrevemos a equiparar(La Canchalosa y Mina Pino, en el valle medio del río Mata-chel). Los espesores conservados visibles sobrepasan los 500m.

En el subsector de La Canchalosa comienza P3 condigitaciones en la parte alta de P2, progresivamente importanteshasta el relevo total. En el subsector de Mina Pino, hay unaimportante masa (¿lacolito?), que hacia el W muestra esemismo fenómeno (en las restantes direcciones, P3 está oculta).En campo se distingue esta unidad por el carácter gneísico casiexclusivo (desde leptinitas a gneises glandulares), el carácterleucocrato dominante, y la existencia de unos núcleos masivosde los que irradian varios cuerpos estratiformes que se acuñanhacia fuera. Las litologías más representativas y dominantesson éstas para el subsector La Canchalosa:

• Paragneises y esquistos, miloníticos (cuarzo, biotita,plagioclasa albítica, sillimanita, moscovita, y sericitatardía; porfidoclastos de cuarzo y plagioclasas < 4mm).

• Ortogneises (protolito problemático, desde subvolcánicoa vulcanoclástico inmaduro), de mesostasis similar, másgruesa que en los anteriores miloníticos o blastomiloníti-cos. Dos generaciones de porfidoclastos: los de 3-8 mmson de microclina maclada; los de 1-3 mm, de cuarzo,albita/sillimanita, micas, granates, etc...

• Ortogneises (origen plutónico o subvolcánico); matriz:cuarzo, albita-oligoclasa, biotita, epidota, hornblenda, ydiversos secundarios y accesorios; los porfidoclastosmayores (hasta 8 mm) son de ortosa; los menores (hasta3-4 mm) de plagioclasa sódica y cuarzo.

• Leptinitas: con bandeados transposicionales de espesorescentimétricos, alternando con anfibolitas (cuarzo, albita,biotita, anfíboles, granates, distena y sillimanita).

Hay una interesante subunidad (P3 I, “Mb. Higuera”)intercalada en P3. Aflora según dos lentejones de 5 y 8 km delongitud y hasta 100 m de espesor compuestos por:

• Gneises blastomiloníticos, ortoderivados. Mesostasis conmultideformación compleja, de cuarzo, micas diversas,plagioclasas y fdpto. K; los porfidoclastos mayores,monocristalinos, de ortosa microclinizada (con albitaenvolvente e inclusiones de cuarzo, plagioclasa y silli-manita); los porfidoclastos menudos, de plagioclasa (An30-35), cuarzo, granates, etc. (Descripción págs. 393-394)


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En el subsector de Mina Pino (20 km al NNW), la litolo-gía dominante es:

• “Augengneiss”: ortogneises con mesostasis compleja degrano medio (cuarzo, plagioclasas, moscovita y biotita;secundarios: fdpto. K, caolinita, montmorillonita y seri-cita; accesorios: circón, apatito, granates, esfena, mona-cita y opacos). Los porfidoclastos, sub-redondeados, de2-6 mm (de plagioclasas zonadas y con maclas deforma-das, presentando bordes difusos).

P3 aparece en dos áreas de nuestro estudio, con unasuperficie de • 70 km2. Materiales similares, ocupan más de500 km2 en el ámbito de la Z.O.M. (es probable su ubicuidadprimaria en toda la zona, sin poder precisar por ahora lasvariaciones laterales). La génesis de P3 es problema abierto(pág. 398). La unidad parece tener su origen en un complejoproceso magmático-sedimentario, al coexistir materiales trans-formados de cuarzodioritas y granodioritas (plutones, lacolitos,sills) con otros procedentes de vulcanoclásticos de diferentesquimismos y madurez (verdaderos estratos).

El problema de la edad de P3 es el referido al protolito,no a procesos posteriores. Las abundantes sucesiones de similarcomposición e historia tectonometamórfica (extrarregionales)tienen edad inicial próxima al límite Arcaico-Proterozoico.

El contacto interno de P1 con P2 está mecaniza-do pero pudiera tratarse de una intrusión estratifor-me de la primera unidad en la segunda, e incluso enotras más altas. El paso de P2 a P3 por progresivaindentación, es genéticamente confuso.

El polimetamorfismo y la polideformaciónsufridos por PCb-1 obliteran los resultados de proce-sos precoces e impiden reconstruir la historia tem-prana.

f.- Superficialmente, los afloramientos de BeturienseInferior (PCb-1) ocupan al menos 200 km2 en nuestrosector, y en el ámbito de la Z.O.M. hemos identifi-cado un total de al menos 1.500 km2. No se haidentificado en la vecina Z.C.I.; las variacioneslaterales dentro de nuestro sector se describen paracada unidad; para toda la Z.O.M. no han sido estu-diadas.

g.- Según se ha visto en PCb, PCb-1 correspondería a laprimera etapa de una especie de “cinturón de rocasverdes” tardío, más un proceso póstumo materiali-zado por un supuesto domo gneísico, P1.

h.- No establecemos correlaciones formales para PCb-1,sino abundantes comparaciones con sucesionessimilares de un amplio paleoentorno (págs. 1.139,...). Siempre en un ámbito de bandas móviles inter-cratónicas, se observa cómo los niveles más bajostienen sus equivalentes en las áreas más lejanas, loque nos habla de la larga paleoderiva del bloque dela Z.O.M..

i.- Las edades radiométricas obtenidas hasta el mo-mento por diversos autores confirman la existencia

de distintos eventos térmicos, fundamentalmentehercínicos, pero se desconoce la edad de los protoli-tos de PCb-1. Por comparación con otras series dereferencia, proponemos unas edades para estosúltimos acotable ampliamente entre el ArcaicoTerminal y la base del Proterozoico Medio.

j.- No hay aún referencias precisas a PCb-1, aparte delas del propio equipo. Las vagas alusiones al con-cepto, parten de mitad del siglo XIX y se exponenen las págs. 87 y siguientes.

2.1.1.1.2. BETURIENSE SUPERIOR (PCb-2)

a.- Nombre y origen: vistos en 2.1.1.1.A

b.- Rango provisional: grupo, con dos unidades litoes-tratigráficas (P4 y P5) que consideramos posiblesformaciones futuras.

c.- El “Beturiense Superior” carece de antecedentesformales. Desde los años 60 se ha extendido eltérmino coloquial “Serie Negra”, que nadie hadefinido y que engloba tanto a PCb-2 como a mate-riales más bajos y más altos.

d.- El estratotipo de síntesis, en el valle medio del ríoMatachel (subsector Puebla del Prior-Llera).

e.- Espesor residual medio (con superposición de va-rias paleoerosiones) 2.000-2.500 m. Los datos rela-tivos a la laguna de techo, y a la laguna internaentre sus dos unidades, nos indican un valor inicialbastante mayor.

La base corresponde a una discordancia gene-ralizada sobre el Beturiense Inferior PCb-1. Lo habi-tual es que P4 descanse sobre distintos elementos deP3, llegando sólo ocasionalmente a estar sobre laparte alta de P2. La unidad superior P5 no llega aestar discordante sobre Beturiense Inferior, pero enalgún punto solamente se interponen unos metros,residuales, de P4 (ver pág. 1.166). Tenemos cons-tancia de que el Beturiense Superior está extendidopor todo el sector estudiado y por toda la Z.O.M.; lacontinuidad de la unidad inferior P4 es más dudosa,pero las facies más extensivas de P5 (nivelespelítico-carbonosos), son ubicuas en toda laZ.O.M., e incluso creemos que sean correlaciona-bles con las extendidas a escala global con similarescaracterísticas. A techo hay una fuerte erosión poli-fásica: así, la más precoz discordancia, con el Alcu-diense Inferior, ya incluye salto metamórfico ytectónico, y posible paleoalteración. En contrastecon el Beturiense Inferior, esta unidad es fundamen-talmente metasedimentaria, con episodios ígneosminoritarios.


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En nuestro sector de la Z.O.M., las característi-cas esenciales de las dos unidades que componenlocalmente PCb-2 son éstas:


"Tramo cuarzo-micacítico" o futura “Fm. Cerro Horna-chuelos”: No se han distinguido miembros, si bien ya hemosseñalado tres cuerpos provisionales con litologías diferenciales:P4 I (cuarcitas basales), P4 II (gneises granatíferos) y P4 III (calizasy dolomías, en un afloramiento aislado y distante, que realmen-te pudiera pertenecer a P5). Hay antecedentes regionales impre-cisos desde 1.834 (pág. 405); la más segura equivalencia es la“Fm. Atalaya” (CHACÓN, 1.974). Diversos cortes muestrandiferentes aspectos de la unidad y se agrupan en la margenizquierda del valle medio del río Matachel. Los espesoresresiduales mayores, comprobados cartográficamente, superanlos 800 m. Si el distante afloramiento que incluye P4 III (E delrío Zújar) es parte alta de P4 y no parte de P5, ese valor alcanza-ría los 1.300m. Hay claras evidencias de que antes de deposi-tarse P5 hubo una brutal erosión. Caracterizan globalmente a P4:su naturaleza metasedimentaria casi exclusiva (en contraste conP1, P2 y P3); el neto predominio de micaesquistos y cuarzoes-quistos biotíticos con bandeado tectonometamórfico y constan-tes crenulaciones; la práctica ausencia de materia carbonosa yde carbonatos (salvo esa P4 III de dudosa adjudicación a la partealta de P4).

La base de P4 es una discordancia cartográfica (pág. 411)con posible salto en el metamorfismo precoz y contraste demicrodeformaciones. Los límites laterales se desconocen, peropudo no ser ubicua en la Z.O.M. (por acuñamiento, por paso afacies no identificadas, o por paleoerosión previa a P5). Laerosión previa a P5 alcanzó niveles de P4 ya deformados ymetamorfizados.

De modo esquemático, P4 consta de 6 a 10 secuenciastransgresivas (ciclos truncados), de 60 a 200 m de espesor,cuyas bases parecen erosivas pero no discordantes (salvo laprimera). Estas secuencias comienzan actualmente por unasbarras cuarcíticas o metaareniscosas de 2 a 15 m de potencia,que de modo gradual y rápido dan paso verticalmente a esquis-tos metalimolíticos y finalmente metapelíticos. Excepcional-mente se intercala algún lentejón de gneises granatíferos (P4 II)de problemática génesis.

Son litologías representativas de P4:

• Cuarcitas miloníticas, polideformadas, grises claras(“miembro basal” P4 I ). Cuarzo polimodal con complejí-simas trituración, deformación y resutura. Variadosaccesorios (micas blancas, plagioclasas, granates, circo-nes, turmalinas, distenas, etc...).

• Cuarcitas pardas esquistosadas (cuarzo heterogranularcon extinción óptica compleja, albita-oligoclasa, feldes-pato K, turmalina, circón y óxidos de hierro).

• Esquistos metaareniscosos a metalimolíticos, pardos agrises. Microdeformación compleja que incluye bandea-do transposicional. Texturas sedimentarias totalmenteborradas; cuarzo polideformado, biotita, moscovita ygranates. Accesorios: albita-oligoclasa, micas blancas yclorita tardías, turmalina, óxidos de hierro y opacos.

• Cuarzoesquistos laminares: bandeado tectónico precozcuarzo- micáceo, y superposición de una crenulaciónconstante y otras ocasionales. Posible protolito: alternan-cia laminar limo-pelítica. Componentes del conjuntosimilares a los esquistos anteriores.

• Micaesquistos metapelíticos, con textura lepidoblásticay crenulación discontinua. Una fase metamórfica precozgeneró granates, posteriormente polideformados, rotadosy retromorfizados. El cuarzo es muy fino, disperso o enlentículas, o grueso y triturado, en forma de “rods” decharnelas. Biotita y moscovita y sus productos de retro-morfismo. Accesorios: albita-oligoclasa, circón, turmali-na, estaurolita, óxidos y opacos.

• Gneises (P4 II). Aparte de los gneises enraizados en P1 ycon análoga composición, aparecen leucogneises muygranatíferos (lentejones intercalados en esquistos) deorigen problemático. Mesostasis granulada y orientada,con cuarzo, plagioclasa, moscovita y biotita. Accesorios:clorita secundaria, circón, turmalina, óxidos y opacos.Porfidoblastos de dos generaciones: pertíticos, de albita-oligoclasa (2-6 mm) y granates (4-8 mm). Hay esquistosgneísicos metasedimentarios, con porfidoblastos aisladossimilares a los anteriores, dispersos en mesostasiscuarzo-micácea (moscovita, biotita, turmalina y opacos).

• Calizas magnesianas y dolomías (P4 III, posiblementepertenecientes a P5), con aspecto marmóreo, fuerte esti-ramiento y sucesivas etapas de recristalización. Granosabundantes de cuarzo, moscovita y biotita cloritizada;óxidos y opacos. Borradas las estructuras sedimentarias.

En toda la unidad P4 se alcanzó al menos una vez laneoformación de biotita y almandino. La presencia primaria deP4 en todo el sector parece asegurada, con más de 100 km2 deafloramiento actual; no hay datos para suponer la ubicuidad enel ámbito de la Z.O.M. (hacia el SW parecen disminuir losespesores). Paleogeográficamente, todo apunta a un área madreno metamórfica y con escaso relieve, y al depósito, reiterada-mente pulsátil, de arenas limos y pelitas en una plataformaextensa. No establecemos correlaciones sino comparaciones.Hay depósitos similares proterozoicos inferiores en zonaspericratónicas, sobre todo del norte del actual continenteafricano. No tenemos dataciones absolutas relativas al protoli-to, por el polimetamorfismo y por el origen sedimentario de launidad. Cuarcitas con distena regionales asimilables a P4 I hansido consideradas equivalentes a otras con edad 2.100 M.a..Las referencias bibliográficas al concepto de la unidad arrancande J. MACPHERSON (1.883) y han continuado (ver pág. 405).


Denominación informal nuestra: “Tramo de las cuarcitasnegras” o “Tramo de esquistos carbonosos”. Futura “Fm. Mata-chel Medio”: Proponemos seis miembros, cuyas siglas y nom-bres coloquiales son:

P5 I: “Cuarcitas basales”P5 II: “Barras bajas”P5 III: “Alternancias inferiores”P5 IV: “Barras altas”P5 V: “Alternancias superiores”P5 VI: “Facies P7”

Referencias inconcretas a aspectos de la unidad hay en labibliografía desde mediados del siglo XIX. La imprecisa sinoni-mia “Serie Negra” (que incluye también términos mucho másbajos y altos, ricos en máficos) parte de M. ALÍA (1.963) y hatenido gran éxito en “argot” y literatura, pero sin perder laimprecisión (ver pág. 419).

El estratotipo, síntesis de los estratotipos parciales de losmiembros, presenta problemas por la abundancia de materialesblandos con mal afloramiento; se encuentra disperso por el vallemedio del Río Matachel y parte del valle alto del Río Retín.


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Los espesores, calculados con metodología cartográfica son:

Unidad P5: espesor máximo conservado visible varíaentre 200 y 2.500 m (moda 1.100 m.).

P5 I: 100 m máximo (moda 40-70 m). Puedehaber ausencia primaria.

P5 II: 400 m máximo (moda 100-250 m).P5 III: 700 m máximo (moda 200-500 m).P5 IV: 900 m máximo (moda 150-400 m).P5 V: 800 m máximo (moda 100-400 m).P5 VI: 1.200 m máximo (moda 500-700 m).

El límite inferior de P5 es habitualmente una discordanciasobre P4 a todas las escalas (cartográfica, meso y microscópica),y localmente, con P3. Excepcionalmente hay contacto directo,confuso, con P2 (ver pág. 425). Los límites laterales excedenampliamente el sector de estudio y la Z.O.M. Creemos que P5representa unas facies cosmopolitas en su momento. El techo,erosionado polifásicamente, también presenta discordancia conla unidad siguiente (P6, base del “Alcudiense Inferior”) o conniveles más altos. Deducimos que esa discordancia significa unagran laguna, tanto en tiempo como en espesor de sedimentoseliminados.

Por mantener la sistemática hemos considerado P5 unaformación, aunque por espesor y complejidad es realmente ungrupo, y a su vez los “miembros” son verdaderas formaciones.Por ello una simple referencia a cada litología presente no cabríaaquí. De forma ultraesquemática, resumimos lo expuesto en lapág. 426 y siguientes:

RP5 I: Es el único miembro que presenta tonalidades claras. alestar compuesto por metamicroconglomerados arcósicos,metaarcosas, cuarcitas feldespáticas, cuarcitas micáceas yfinas ritmitas cuarcita-metaarcosa y metalimolita-filita. Soncomponentes generalizados varios tipos de cuarzo, plagio-clasas (alguna volcánica), micas claras secundarias, y mu-chos accesorios: circón, turmalina, fdpto. K, opacos, grana-tes, etc...

R P5 II: Tramo siliciclástico que incluye materia carbonosa y lasmuy típicas “cuarcitas listadas”. Estas cuarcitas tienenbandeado tectonometamórfico, con alternancia de láminasclaras (cuarzo secundario) y negras (cuarzo finísimo dediferente génesis, acompañado de materia carbonosa, opa-cos diversos y óxidos). También hay metaliditas carbonosas,esquistos metaampelíticos negros lustrosos, y cuarzoesquis-tos y cuarzofilitas grises. En conjunto, acompañan al cuarzopoligénico diversas micas claras secundarias, biotita, plagio-clasa (detrítica), circón, turmalina, opacos no identificados,materia carbonosa (<1,5%)y óxidos.

R P5 III: Tramo litológicamente complejo de origen mixto: nivelesortoderivados (materiales efusivos, subvolcánicos, piroclás-ticos, ...) y metasedimentarios (siliciclásticos varios y carbo-natos). Así, son litologías habituales:

• Ortogneises alcalinos (granudos, miloníticos, esquistosos,etc...) con cuarzos poligénicos, albita, plagioclasas sódicas,anfíboles sódicos, epidota, esfena, circón. opacos, etc...

• Ortogneises anfibólicos y anfibolitas (oligoclasa-andesina,hornblenda verde, biotita, moscovita, clorita secundaria,esfena, apatito, opacos, ...).

• Pórfidos esquistosos posiblemente procedentes de “sills” dedioritas, cuarzodioritas, gabros y cuarzogabros (con anfíbo-les diversos, plagioclasa calcosódica, biotita, clorita secun-daria, epidota, esfena, calcita, óxidos, opacos, ...).

• Metatobas y metagrauvacas vulcanoclásticas inmaduras(cuarzo volcánico, albita-oligoclasa, moscovita, biotita,clorita secundaria, granates, esfena, opacos, etc...). Origendesde riolítico-dacítico a dacítico-andesítico.

• Esquistos metasedimentarios y “filitas”. Afloran en distintosniveles estructurales: predominan esquistos miloníticos y lasfacies metamórficas oscilan entre “esquistos verdes” y“biotita-almandino”. Componentes habituales: cuarzosdiversos, biotita, moscovita, plagioclasas, fdpto. K, cloritasecundaria, y como accesorios, materia grafitosa, opacosdiversos, granates, circón, turmalina.

• Calizas magnesianas y dolomías, polideformadas y polirre-cristalizadas. Algunas podrían representar segregacionesmasivas procedentes de rocas básicas; otras son claramentesedimentarias, con inclusiones transposicionales de losesquistos confinantes, así como enclaves aislados de opacos,óxidos y algún cuarzo, mica clara, etc...).

R P5 IV: Tramo que parece una réplica de P5 II. Por orden decre-ciente de abundancia aparecen:

• Cuarzoesquistos a “filitas”, oscuros, con microdeformacióncompleja (cuarzo fino heterogranular, moscovita, biotitaincipiente, clorita secundaria, materia grafitosa interstiticial,opacos no identificados, microclastos de plagioclasa yanfíboles, epidota, ilmenita, óxidos, etc...).

• “Cuarcitas listadas” similares a las de P5 II con laminaciónprimaria más fina y acusada (por lo que muestran mejor lacompleja secuencia de microdeformaciones). Grafito yopacos diversos <1%. Verticalmente pueden pasar a metali-molitas y metaliditas. Accesorios frecuentes: micas diver-sas, magnetita, turmalina, circón.

R P5 V: Alternancia irregular de materiales ortoderivados y meta-sedimentarios, variable para cada subsector del área estudia-da. Describimos más de treinta litologías (págs. 432 ...), queen resumen extremo, consideramos procedentes del meta-morfismo de un pequeño “complejo vulcanosedimentario”con términos de madurez variable, e incluso ígneos (“sills”?, tobas, coladas, ...). Hay gneises leucocratos, gneisesanfibólicos, anfibolitas, cuarzoesquistos, paragneises, ... Elmagmatismo es fundamentalmente calcoalcalino y de muydiferente basicidad, con términos aislados alcalinos básicos.La posición estratigráfica, y la incipiente o nula linealidad,evitan la confusión en campo con niveles de P2. No cabeaquí la lista de paragénesis minerales de las numerosaslitologías

R P5 VI: Monótona y potente sucesión de cuarzoesquistos y “fili-tas” (procedentes de limolitas y pelitas muy silíceas). Hayfuertes variaciones entre los distintos grupos de afloramien-tos del sector; curiosamente, en uno de éstos (Retín, junto ala “Falla de Azuaga”) se llega a compartir la isograda“distena-sillimanita” con la unidad P3. Son litologías másrepresentativas:

• Cuarzoesquistos metapelíticos y metalimolíticos, grisesverdosos, con microcrenulaciones. Hubo laminación sedi-mentaria, habitualmente transpuesta. Componentes másfrecuentes: cuarzos (poligénicos), moscovita, biotita, plagio-clasas, microfragmentos líticos, opacos. Micas retromórfi-cas abundantes. Localmente granates y estaurolita deneoformación. Accesorios: turmalina y esfena.

• Metaareniscas y meta-cuarzograuvacas, originalmentemicrolaminares. Cuarzo heterogranular poligénico, mosco-


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vita y biotita precoces. Abundantes óxidos y opacos. Tur-malina, esfena y plagioclasa como accesorios.

• Cuarcitas de grano fino esquistosadas. Tienen moscovita,biotita y granates precoces, y como accesorios: turmalina,esfena y opacos.

• Metaconglomerados y meta-microconglomerados. Poligéni-cos, con centil de hasta 3 cm, fuertemente deformados.Matriz polimodal que llega a ser lutítica, con micas finísi-mas. Los clastos son de metagrauvacas, esquistos y cuarci-tas.

Los límites internos entre unidades de P5 son graduales.Localmente, la base de P5 VI pudiera sellar una discontinuidadsedimentaria importante, acorde con el cambio de medio ylitologías que significa este miembro. En la base de distintospaquetes cuarcíticos de P5 puede haber discontinuidades menores(paraconformidades). La superficie de afloramiento de P5 en elsector estudiado es de 300 km2, y en la totalidad de la Z.O.M.consideramos que supera los 2.000 km2. Aunque hacemos unesquema paleogeográfico regional (pág. 441), materiales comoéstos son quizás los más ubicuos del Precámbrico de zonasmóviles a escala mundial (págs. 1.142, 1.143, 1.144, 1.150).

Las hipótesis sobre génesis y significado de la cuenca enque se generó P5 son tratadas extensamente en este trabajo y nose pueden resumir fielmente (págs. 446 ...). P5 I sería el rellenoprecoz, P5 II a P5 V corresponderían a una etapa distensiva convulcanismo y depósitos anóxicos extensivos, y P5 VI marcaría unaetapa con mayor energía en cuencas más localizadas.

Se muestra una larga lista de unidades similares en mediosy edades a escala universal (págs. 452, ...). Por un largo procesocomparativo, acotamos la edad de P5 entre el ProterozoicoInferior alto y la parte alta del Proterozoico Medio. Una edad de550 ± 10 M.a. (40Ar/ 39Ar) de BLATRIX y BURG (1.980) enmoscovitas representa para nosotros el proceso térmico y deexhumación cadomiense principal local.

Las referencias bibliográficas regionales y supra-rregionales forman una larga lista que se ha desarro-llado al tantear correlaciones y comparaciones(págs. 452, ...).

El contacto interno P4/P5, cuyas característicasvarían regionalmente, comporta discordancia a esca-las cartográfica, meso y microscópica, con salto enmetamorfismo asociado. En Dehesa de Las Yeguas-Embalse de Los Molinos (•S de Hornachos) está elafloramiento más expresivo. La compleja historiatectonometamórfica posterior, común a P4 y P5, inter-fiere u oblitera las características iniciales de la dis-cordancia (Véanse págs. 440/... ).

f.- Sumando los afloramientos de P4 y P5, el BeturienseSuperior ocupa más de 2.000 km2 en el ámbito de laZ.O.M., y unos 400 en el sector estudiado.

g.- Las génesis de P4 y P5 tienen el elemento común deser mayoritariamente sedimentarias, pero pocos más.Este criterio ha servido para separar el BeturienseSuperior del Inferior. Incluso, es difícil establecer uncriterio que explique satisfactoriamente cómo yporqué P5 sustituyó a P4. La discordancia interna, y elbrutal cambio de medio sedimentario, preludian una

futura subdivisión del Beturiense Superior (parte bajaP4 siliciclástica/ parte alta P5 pelítico-carbonosa convulcanitas interestratificadas). Véanse págs. 413.../440.../ 446...

h.- Los intentos de correlación (próxima o remota) delBeturiense Superior, se han hecho también por sepa-rado para sus dos unidades. En ambos casos se tratarealmente de “sugerencias de comparación”. Desta-camos una vez más la asombrosa ubicuidad de unida-des o facies que recuerdan a P5, penicontemporáneaso moderadamente diacrónicas (véanse págs. 82.../415.../ 452.../ etc...).

i.- Según lo expuesto en las descripciones de P4 y P5, lascotas cronológicas extremas entre las que podríaintercalarse la sedimentación del Beturiense Superiorcon holgura y seguridad serían intra-proterozoicasuperior (unos 2.100 M.a.) y proterozoica media alta(entre 1.100 y 900 M.a.).

j.- Las referencias a sucesiones (o sus fragmentos) quepueden encajarse en el concepto de Beturiense Supe-rior trasladado al ámbito regional son innumerablese irresumibles, y están sujetas a las limitacionesexpuestas en h. (Véanse las mismas páginas allíindicadas). No admitimos equivalencia del Beturien-se Superior con el precoz, impreciso y extendidotérmino “Serie Negra”, que consideramos incluyemateriales ricos en máficos del Beturiense Inferior ySuperior, e incluso de “Alcudiense Inferior” y “Pre-cámbrico Terminal”.

2.1.1.2. ALCUDIENSE (PCa)

A.- Nombre sin significado cronoestratigráfico, importa-do de la contigua “Zona Centro-Ibérica” (Z.C.I.),donde se sitúa el Valle de Alcudia.

B.- Unidad delimitada por discordancias, con rangoprovisional de supergrupo, o incluso de complejo,tanto en la región original como en la Z.O.M.. Agru-pamos bajo este nombre (por conveniencia) dosunidades superpuestas de distintas génesis y caracte-rísticas.

C.- Concepto y nombre propuestos informalmente en laZ.C.I. por TAMAIN (1.970) y OVTRACHT y TA-MAIN (1.970). Otros nombres (incluso más anti-guos) aplicados al mismo conjunto han sido “Com-plejo esquisto-grauváquico”, “Esquistos de Alcudia”,“Hispaniense”, etc... Ninguno de ellos ha sido defini-do formalmente.

D.- El estratotipo, necesariamente sintético, está muylejos de alcanzarse incluso en el área tipo, por lagran dispersión de afloramientos, complicación


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tectónica y monotonía de algunas facies congrandes espesores.

E.- La descripción simplificada se hará después, segúnlas dos unidades superpuestas de que consta (PCa-1 yPCa-2). La potencia conservada visible en nuestrosector, deducida cartográficamente, podría alcanzarlos 3.000 m (2.300 de PCa-1 y 700 de PCa-2). El límiteinferior de PCa es una clara discordancia cartográficacon el Beturiense Superior, que implica salto enmetamorfismo y microdeformación, tras una fortísi-ma erosión con paleoalteración (en la vecina Z.C.I.no se ha identificado aún la base del AlcudienseInferior). El contacto interno entre PCa-1 y PCa-2incluye discordancia angular, laguna no cuantificada,y salto metamórfico o microestructural poco acusado.La discordancia (suave) de techo con el “Precámbri-co Terminal” (PCt) no suele aflorar bien. En cambio,es muy frecuente y clara con lo que llamamos“Cambro-Ordovícico” (Pz2). El metamorfismo essiempre de grado bajo o muy bajo, con fuertes efec-tos dinámicos locales tardíos superpuestos.

F.- El “Alcudiense” de nuestro sector ocupa unos 350km2. El de la Z.O.M., unos 1.500, y el de todo elMacizo Hespérico y cadenas periféricas casi 100.000km2.

G.- Las génesis del Alcudiense Inferior y Superior son,para nosotros, tan distintas e independientes que lasresumiremos por separado. Sólo adelantamos que elprimero refleja un complejo sistema turbidítico y elsegundo una plataforma siliciclástica.

H.- No nos atrevemos a hacer correlaciones con elexterior de la Z.O.M., sino múltiples comparacio-nes con sucesiones y procesos similares de eda-des parecidas. Incluso utilizamos el término “Al-cudiense”, procedente de la actualmente contiguaZ.C.I., entre comillas, para insinuar una relativaequivalencia, no forzar la correlación, y no incre-mentar la nomenclatura localista, sabiendo que esmuy improbable que se trate de fragmentos deuna misma cuenca. También estas comparacioneslas hacemos independientemente para PCa-1 yPCa-2.

I.- Hay una imprecisión total en la acotación de edad delAlcudiense típico, y más aún del “Alcudiense” de laZ.O.M., aunque aquí sí hemos encontrado la base.Las dataciones por acritarcos son totalmente hetero-doxas e informales, y las basadas en pistas, incipien-tes e imprecisas. Centrados en comparaciones conotras áreas europeas y norafricanas, nuestros “Alcu-dienses” estarían acotados entre el Rifeense Medio yun momento impreciso del Véndico.

J.- Los antecedentes regionales del término y conceptoAlcudiense son numerosos y no se pueden resumir(ver pág. 359).

2.1.1.2.1. ALCUDIENSE INFERIOR (PCa-1)


b.- Unidad delimitada por discordancias, con categoríaprovisional de grupo.

c.- En los antecedentes antiguos no aparece el concepto.Lo que ahora llamamos “Alcudiense Inferior” serefería a todo el “Complejo Esquistoso-Grauváquico”y se ignoraba la existencia de Alcudiense Superior.En nuestro sector de la Z.O.M. son nuestros propiostrabajos los que han individualizado la unidad PCa-1,aunque en la literatura hay descripciones de algunosde sus materiales con diversas adjudicaciones deedad.

d.- El estratotipo sintético de nuestro sector se forma conafloramientos de la margen derecha del valle mediodel río Matachel, y el valle alto del río Retín, más alSur. El Alcudiense Inferior genuino de la Z.C.I.aflora en un área tan enorme que será dificilísimoestablecer un estratotipo sintético representativo.

e.- Los espesores máximos parciales conservados suman•2.300 m, aunque con graves problemas al sintetizarla columna. Se trata de un valor residual por la ero-sión previa al “Alcudiense Superior” u otras posterio-res.

La base es una neta discordancia cartográficasobre distintos niveles del Beturiense Superior. Estadiscordancia implica fuerte erosión previa, paleoalte-ración del yacente y moderado salto de metamorfis-mo y microdeformación. En cuanto a límites latera-les, hacia el actual SW de la Z.O.M. se pasa a faciesmás proximales y a espesores menores. El techosiempre está erosionado, con discordancia moderadacon PCa-2 (raramente visible), o con el “PrecámbricoTerminal” (confusa), o con el Cambro-OrdovícicoPz2 (muy frecuente). Sólo hemos distinguido dosunidades litoestratigráficas a pesar del gran espesor.


Nombre definitivo sin fijar. Rango de formación. Se esbo-zan dos miembros: el inferior continuo (P6 I), y el superior,transicional a P7 por multi-indentación (P6 II). Esta unidad no hasido descrita en la literatura precedente, y se ha adjudicado alPaleozoico. El estratotipo podría definirse en el extremo NW dela Sierra de Hornachos. Espesores extremos 10 y 600 m, siendohabituales entre 200 y 400 m, con posible inexistencia primariaal SW de la Z.O.M.. P6 I tiene dos tramos cuarcíticos de 40-70 mseparados por otro menor de alternancia cuarzo-filítica. El tramobasal incluye clastos de cuarzo heterométricos, con cantosestirados hasta dar lentículas de varios cm de longitud (llega adesarrollarse milonitización). Son componentes principales en P6


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cuarzo poligénico (en clastos y matriz), frecuentemente volcáni-co, plagioclasas sódicas, fdpto. K, moscovita, retromórficosvarios, y accesorios como esfena, epidota, biotita (neoformación,local), circón, turmalina, rutilo, granates, opacos diversos, etc...En la parte alta P6 II, la composición de los niveles cuarcíticos essimilar, con mayor madurez y grano más fino, y los nivelespelítico-grauváquicos son ya similares a los de P7, a la que danpaso gradual.


Nombre definitivo sin establecer. Es realmente un complejo,cuyos fragmentos, además, están dispersos regionalmente. Haycitas y descripciones parciales de los materiales pero no como talunidad. Esa dispersión de afloramientos parciales, impide laorganización del estratotipo sintético (igual que ocurre en Z.C.I.con el Alcudiense Inferior genuino).

En el SW de nuestro sector el espesor máximo visible espróximo a 1.000 m, y en el NE podrían alcanzarse 2.300 m. Cadagrupo de afloramientos presenta litologías y secuencias propiasy refleja una parte de la historia tectono-metamórfica. De modogeneral se puede decir que se trata de unas sucesiones complejas,siliciclásticas, con depósitos de plataforma y turbidíticos: metaa-reniscas, metapelitas, metalimolitas, metagrauvacas.

Según macroestructuras y sectores varía la deformación, yel metamorfismo genera desde clorita a biotita-almandino.Solamente en un punto, al NW, hemos encontrado una masacarbonática recristalizada rodeada por materiales asimilables alos de P7, que llamamos informalmente P7 I (aunque es igualmen-te probable que forme parte de P5, del “Alcudiense Superior” P7

*, o incluso del Cámbrico Inferior).

Las variaciones litológicas de detalle de P7 son enormes(págs. 491-496). Las rocas granulométricamente más gruesassuelen tener cuarzo poligénico, fragmentos líticos, plagioclasadetrítica, micas blancas heredadas; después, según la historiatectonometamórfica del afloramiento, secundarios diversos:biotita, opacos, clorita, cloritoide, carbonatos, etc..., y multitudde accesorios como circón y turmalina. Las rocas metalimolíticasy metapelíticas suelen carecer de clastos líticos, y en cambiotienen abundantes micas de neoformación, desde clorita a biotita(según cada caso), con retromorfismo generalizado, óxidos yopacos.

En áreas concretas puede haber granates de neoformación,así como clara milonitización. Son muy frecuentes en toda launidad la foliación microtransposicional, la existencia de micro-crenulaciones y la generación de “kinks” tardíos.

Algunos niveles presentan materia carbonosa en muypequeña cantidad, y carbonatos secundarios. En cuanto a loscarbonatos masivos P7 I, de dudosa adjudicación cronoestratigrá-fica, están poli-recristalizados y en probable aureola de contacto.

Los contactos internos, progresivos, de P6 y P7, se sintetizanen las figuras de las páginas 464 y 474.

Según lo antedicho, el polimetamorfismo querefleja el “Alcudiense Inferior” es muy variablesegún sectores y niveles tectonometamórficos aflo-rantes. Sólo muy localmente se ha alcanzado biotita-almandino, y la mayor parte de los afloramientososcila entre clorita y biotita. Hay retromorfismostardíos generalizados

f.- PCa-1 está actualmente presente en los 4/5 nororienta-les del sector estudiado, pero hay indicios de que de

NE a SW se hace más proximal pudiendo existirincluso un área emergida en el SW actual de laZ.O.M. (ver pág. 474). En cuanto a superficie aflo-rante en nuestro sector, hay unos 220 km2 (20 P6 y180-200 P7). Dentro de la Z.O.M. la superficie míni-ma es de unos 1.000 km2. En el resto del MacizoHespérico se superan los 60.000 km2 de afloramientoneto, aparte del que tiene tenue cobertera.

g.- El modelo de cuenca para el Alcudiense Inferiorgenuino aún no ha sido establecido. Menos aún el denuestro posible equivalente de la Z.O.M. Comohipótesis, planteamos una plataforma en margenpasivo, con efímero vulcanismo ácido inicial en elborde continental (P6) y posterior desarrollo de turbi-ditas. En el continente inmediato habría una extensapenillanura de arrasamiento (granitoides y metamór-ficas), y en cabecera, una cordillera con vulcanismobásico que aportaría abundantes detritos. No se des-carta un transporte fluvioglacial (véanse figuras depágs. 474 y 501).

h.- Aparte de las comparaciones de PCa-1 con el Alcu-diense Inferior de referencia de la actualmente conti-gua Z.C.I., y resto del Macizo Hespérico (págs.505...), presentamos una larga lista de unidades queconocemos personalmente, y principalmente por laliteratura, que podrían tener edad similar (y sobretodo procesos genéticos y sucesiones parecidas), enáreas móviles intercratónicas. La lista no puede resu-mirse por su extensión. Se citan ejemplos europeos,americanos y africanos. Destacamos entre todos laSerie de Gourma (Malí).

i.- Para la datación de PCa-1 no sirven las escasas deter-minaciones por acritarcos fuera de nuestro sector,que sólo dan una edad rifeense, y que no tienenlocalización precisa de las muestras. Basados enmúltiples comparaciones con sucesiones datadas enáreas extrarregionales, acotamos ampliamente laedad de la sedimentación entre 1.100-900 M.a. y 600M.a., con una máxima probabilidad entre 900 y 650M.a.

j.- Es imposible resumir el enorme número de referen-cias utilizadas en busca de posibles equivalentes aPCa-1 en la Z.O.M., Macizo Hespérico, Norteamérica,Europa y África NW y central (ver págs. 505-517).

2.1.1.2.2. ALCUDIENSE SUPERIOR (PCa-2 )


b.- Unidad delimitada por discordancias, con rangoprovisional de grupo. No hemos podido aún diferen-ciar formaciones, y consideramos una sola unidadlitoestratigráfica provisional, P7 *.

c.- El concepto carece de antecedentes locales ajenos a


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nuestro equipo. El Alcudiense Superior genuino de laZ.C.I., con el que podría haber una parcial y proble-mática equivalencia, ha sido estudiado y descrito pordiversos autores a partir de 1.970 (págs. 360, 526).

d.- Existen cuatro grupos de afloramientos en la regióncentral del sector estudiado, pero los cambios defacies entre ellos son tan fuertes (sobre todo por elaumento de distalidad de SW a NE) que es imposibleestablecer un estratotipo único representativo de esoscuatro sub-sectores.

e.- Como no hemos podido aún diferenciar unidades conrango de formación (y validez regional), establece-mos una sola unidad litoestratigráfica provisional,P7*, representante de todo nuestro “Alcudiense Supe-rior” PCa-2, que describimos resumidamente a conti-nuación.

P Unidad litoestratigráfica P7 *

No le adjudicamos nombre, ya que aún es problemáticaincluso la síntesis de las cuatro columnas parciales locales.Utilizamos sólo las siglas P7 *. El subíndice 7 indica la posibilidadde que la unidad sea realmente (tras discontinuidad problemáti-ca) el término más alto de P7: un miembro extensivo de mayorgranulometría basal que el yacente. Con el asterisco indicamos laprovisionalidad. Suponemos que P7 * puede convertirse en unacompleja formación, cuyos miembros serán difíciles de indivi-dualizar y correlacionar. Las únicas sucesiones regionales quepueden constituir precedentes de P7 * son el “Tramo del Encinale-jo” (DELGADO-QUESADA 1.971), y la “Formación de SierraVelita” y “Tramo del Retín” (CHACÓN 1.979).

Los cuatro posibles estratotipos están dispersos en un áreade unos 1.000 km2 en el centro del sector, en los parajes llama-dos Potrico-Sierra Velita, Águila, Tallisca y Peña Castillo; lascuatro sucesiones son siliciclásticas, pero suficientemente distin-tas, y aflorantes en estructuras tan complejas, que la correlaciónes poco fiable hasta que se consiga datación directa de los cuatroafloramientos.

Las características fundamentales de P7 * son las siguientes:espesores máximos visibles, 450 m al SW de la gran Falla deCampillo y 600 m al NE; valores iniciales superiores al menos enun 20%; valores mínimos por encima de 300-350 m. El límiteinferior es confuso pero aparenta una discordancia a escalacartográfica, meso- y microestructural, poco patente y acusadacuando la laguna que cierra su base es pequeña (sustrato localPCa-1); en cambio, cuando P7 * descansa sobre Beturiense Supe-rior (PCb-2) esa discontinuidad es más neta y mayor el salto endeformación e incluso en metamorfismo.

Lateralmente, parece que P7 * es extensiva respecto a P7,pero no se ven sus límites. El contacto superior con el “Precám-brico Terminal” no ha sido encontrado en nuestro sector, perodatos indirectos indican que no hay fuerte discordancia ni saltometamórfico. Es más fácilmente visible y habitual el contactodiscordante con el conjunto “cambro-ordovícico” Pz2. No se halocalizado tampoco el contacto con Cámbrico Inferior (Pz1)seguro o supuesto.

La sucesión más clara, en Potrico-Velita, presenta cuatroepisodios transgresivos truncados, coronados por otro definitivobien desarrollado. Hay, según esto, secuencias de decenas demetros, que comienzan con meta-microconglomerados y meta-

areniscas que dan paso a metapelitas y metalimolitas. Las granu-lometrías más gruesas podrían corresponder a verdaderas diamic-titas, con cantos aislados de cuarzo de hasta 6 cm. Siguen me-taarcosas y cuarzo-grauvacas (ocasionalmente con aporte vulca-nodetrítico), y verdaderas cuarcitas. Son componentes habitualescuarzos poligénicos, albita y albita-oligoclasa, fdpto. K y mosco-vita (heredados); la matriz lutítica se transformó en micas incolo-ras pequeñas y orientadas, de muy bajo grado. Accesoriosfrecuentes: biotita heredada, rutilo, circón y opacos. Secundarios,óxidos y calcita.

Hay fuerte estiramiento generalizado, con texturas entrecataclásticas y protomiloníticas. Los materiales de grano finoque culminan cada secuencia (cuarzoesquistos y filitas), presen-tan tonalidades grisáceo-verdosas, fuerte estiramiento y frecuen-tes kinks; se trata de metalimolitas y metapelitas de grado muybajo, generalmente laminares, con abundante cuarzo (fino peroheterométrico), micas fengíticas orientadas, biotita heredada muyalterada, clorita, escasas plagioclasas muy finas y óxidos. Nocabe aquí la descripción simplificada de los otros afloramientos,que suelen presentar la novedad de materiales más distales contonalidades azuladas o color ceniza (matriz más arcillosa, conmateria carbonosa, pirita y otros opacos, cherts, etc...). También,en la parte alta (Tallisca) se intercala un nivel lenticular disconti-nuo de calizas de 2 a 5 m, con bandeado claro/ oscuro según lasdistintas proporciones de micas, materia carbonosa, arcillastransformadas y opacos varios.

La base de cada ciclo, a partir del segundo, no parececomportar el cierre de un proceso de emersión-erosión claro eimportante. El último ciclo registrado se caracteriza por ladefinitiva instauración de la sedimentación fina (limos + pelitas,incluso con carbonatos) durante cientos de metros.

Esta unidad aparece en distintos ámbitos estruc-turales. Localmente puede presentar lineación deintersección o microcrenulaciones cruzadas. No llegaa haber biotita de neoformación; son habituales mi-cas claras de muy bajo grado y, localmente, clorita.

f.- Nuestro “Alcudiense Superior” PCa-2, representadotodavía por una sola unidad provisional P7 *, aflora enunos 200 km2 del sector estudiado, aunque el aflora-miento útil para hacer observaciones no sobrepasa el10%. En el resto de la Z.O.M. (hacia el SE) podríahaber unos 150 km2 más. Hacia el W y el SW, porcobertera, erosión, o ausencia primaria, la presenciaes problemática. Aún no se conoce la superficie deafloramiento del Alcudiense Superior genuino de laZ.C.I. (que parece presentar un área emergida haciael W ó SW), pero ya se sabe que supera ampliamentela del nuestro (que también presenta su mayor distali-dad hacia el NE y una probable área emergida haciael SW).

g.- Un análisis incompleto de esta unidad recién pro-puesta por nosotros ya aporta algunas ideas sobre laposible génesis. Se excluyen paleorrelieves fuertes yprocesos de rubefacción en el área madre, probable-mente mixta. Parece que al principio hubo un meca-nismo de transporte fluvioglacial, con depósitos deplataforma progresivamente distales (con variospulsos), hasta llegar a depósitos de plataforma exter-


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na, incluso condensados. La presencia de carbonatoscerca del techo confirmaría la idea esquemática deuna sucesión póstumo a post-glacial en latitudes nomuy altas.

h.- Por la posición estratigráfica relativa hemos estable-cido la posible equivalencia local a parte del comple-jo Alcudiense Superior de la actualmente contiguaZ.C.I., pero como ambas “Zonas” (Z.C.I. y Z.O.M.)no habían terminado su paleoaproximación, supone-mos que estaban suficientemente separadas comopara justificar las diferencias entre el AlcudienseSuperior genuino y el supuesto (PCa-2) de nuestrosector. A partir de la pág. 526 se expone una largalista de unidades y secuencias, distribuidas por Euro-pa, Terranova-Norteamérica, y mitad norte de África,con posible solape cronológico y algunas característi-cas comunes que permiten la comparación.

i.- Las dataciones ajenas con “microfitofósiles” (pág.532) son imprecisas y faltas de garantía, y se refierenal “Vendiense y Rifeense Superior”. Por nuestracomparación sistemática con otros procesos extrarre-gionales, deducimos que la sedimentación total dePCa-2 (= P7*), pudo ocupar menos de 20 M.a. a incluirentre los -750 M.a. y los -570 M.a., con máximaprobabilidad entre -680 y -610 (Rifeense Superior/Véndico).

j.- Localmente, la referencia más neta es CHACÓN(1.979) y las propias. Fuera de la Z.O.M., las citadasen la pág. 526.

2.1.1.3. “PRECÁMBRICO TERMINAL (PCt)

A.- Nombre provisional con significado cronoestratigrá-fico relativo y poco riguroso: comprende los materia-les más altos debajo de la sucesión del “ciclo cámbri-co” local.

B.- Se trata de un complejo en el estado actual de conoci-mientos, tanto local como regionalmente. Creemosque constituirá un futuro grupo. Las dos subunidadesPCt-1 y PCt-2, corresponden a posibles formaciones,que respectivamente llamamos, también de modoprovisional, P8 * y P8.

C.- Esta unidad es bastante espectacular en campo yaflora profusamente en el ámbito de la Z.O.M., por loque sus materiales han sido citados o descritos par-cialmente al menos, que sepamos, desde MALLADA(1.880). Es tal la cantidad de sinonimias y autores(págs. 365-366) que renunciamos al resumen. Desta-camos simplemente los nombres referidos al RíoSotillo y a la ermita de San Jerónimo.

D.- La variabilidad local y regional de los materiales esenorme, por el origen volcánico y por la existenciade al menos dos grandes y complejos procesos, porlo que es imposible un estratotipo a escala de laZ.O.M. e incluso de nuestro sector. Hasta los estrato-tipos de las dos subunidades que proponemos habránde ser de síntesis.

E.- PCt puede definirse como un complejo vulcanodetrí-tico, que incluye términos subvolcánicos. El espesorlocal es desconocido, pues nunca afloran simultánea-mente muro y techo en nuestro sector. Los espesoresmáximos que hemos visto son de unos 350 m paraPCt-1 y 500 m para PCt-2, pero ambos valores se supe-ran ampliamente en el ámbito de la Z.O.M.. Regio-nalmente, la primera subunidad gana importanciahacia el S actual (región Bodonal-Cala), y hacia elSE más moderadamente. La segunda subunidad creceen espesor y complejidad hacia el SE. No está clarosi la actual ausencia hacia el NW de la Z.O.M. sedebe al proceso genético o a erosión posterior. Essistemática la ausencia al NE del “Eje Pedroches”, enla Z.C.I.. En cuanto a litologías, adelantamos que enla subunidad inferior predominan rocas ácidas, muytransformadas, así como los vulcanodetríticos finosasociados, y en la subunidad superior, rocas andesíti-cas, también con un cortejo de vulcanoclásticos dedistintas granulometrías. Las dos subunidades PCt-1 yPCt-2 tienen, por ahora, clasificación discutible (posi-bles intertemas); cada una de ellas equivale litoestra-tigráficamente a una compleja formación, respecti-vamente P8 * y P8, en cuyas descripciones nos centra-mos. El asterisco significa la posible pertenencia dela primera a un episodio precoz de P8, de modo quehabría un solo proceso: vulcanismo ácido de PCt-1 (P8 *) y su paso al intermedio-básico calcoalcalino dePCt-2 (P8), reflejado en campo mediante progresivasindentaciones estratiformes.

La historia tectonometamórfica de la “bandaPalomas-Puebla-Campillo” (la más nororiental) esmás intensa y compleja (al menos una neta esquisto-sidad, y aparición de clorita); la historia de la bandasuroccidental (Usagre- N de Llerena) que aflorasubparalela, unos 35 km al SW, muestra una defor-mación cadomiense + hercínica simple, con incipien-te esquistosidad, y con predominio de la anquizona.

F.- Actualmente, los afloramientos de PCt son más com-pletos e importantes hacia el SE de la Z.O.M., yconstituyen dos bandas de dirección •120º. Unatercera banda, más suroccidental y subparalela(Bodonal-Cala), cae fuera de este estudio. La ausen-cia de PCt en la actualmente contigua Z.C.I. creemosque es primaria. En cuanto a superficie ocupada, nosobrepasa los 50 km2 en nuestro sector, mientras quesuponemos que alcanza los 1.000 km2 en el ámbito


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de la Z.O.M.. La distribución geográfica regional demateriales y procesos se expresa en las páginas 538 y553.

G.-PCt corresponde a una etapa crucial en la historia dela Z.O.M., durante su aproximación al núcleo paleoi-bérico. El mar abierto, hasta entonces situado hacia elactual NE, se eleva hasta la emersión y aparece unacuenca oceánica hacia el S. De las teorías genéticasdesarrolladas en las págs. 537 y siguientes, 1.114 ysiguientes, etc..., entresacamos la hipótesis de que labanda volcánica suroccidental y la nororiental corres-pondieran transitoriamente a un arco y a un margenrespectivamente. La progresión del proceso de coli-sión y sutura iría, después, modificando la posición ypapel de esas bandas. En este trabajo se plantea lanecesidad de un estudio estratigráfico y geoquímicoprofundo, como base para el modelo de aproxima-ción y colisión de placas, que tuvo uno de sus mo-mentos clave hacia el límite Precámbrico-Cámbrico.

H.-No se puede resumir la larga lista de sucesiones yprocesos penicontemporáneos de PCt que pudieransuponer continuidad lateral o paralelismo (pág. 540 ysiguientes). Nuestras hipótesis más avanzadas encuanto a paleoconexiones posibles de las bandasvolcánicas que incluyen nuestro PCt de la Z.O.M. seresumen a partir de la pág. 1.145 y en las figuras dela pág. 1.147.

I.- No hay dataciones micropaleontológicas fiables, enel ámbito de la Z.O.M., de los sedimentos acompa-ñantes de las vulcanitas. A techo, en el N de Llerena,tenemos la discordancia con la base del CámbricoInferior datado, mediando suave discordancia yproceso de rubefacción. Nuestro método de compa-ración sistemática con sucesiones extrarregionalesdatadas, da aquí resultados muy dispares e inaplica-bles. Parece lo más ajustado, tomando la referenciaarmoricana de BOYER et al. (1.979), pensar en unproceso relativamente corto, encajado ampliamenteentre los -650 y -600 M.a., que nosotros acotamospor exceso entre -680 y -530 M.a., con una mayorprobabilidad entre -640 y -580 M.a. (ver pág. 559).En el momento de redacción de esta Tesis no haydataciones absolutas. Se prevén difíciles por la su-perposición de eventos tectono-térmicos y por lafuerte polialteración.

J.- Las referencias bibliográficas regionales y suprarre-gionales son muy extensas (véanse págs. 540 y si-guientes, y 554 y siguientes); no admiten un resumenfiel.

2.1.1.3.1. “PRECÁMBRICO TERMINAL” INFERIOR

(PCt-1)

a.- Nombre provisional, visto en 2.1.1.3.A

b.- Es una entidad estratigráfica aún mal conocida por suafloramiento parcial y de escasa calidad, que enprincipio se puede considerar un intertema, y que porahora sólo permite proponer una unidad litoestrati-gráfica equivalente (P8 *), con rango de formación.

c.- Carece de antecedentes concretos individualizados.Sus materiales han sido adjudicados a Precámbricomás bajo, al “Infracámbrico” o al Devónico.

d.- El estratotipo, parcial y aún así sintético, deberá serestructurado en Campillo de Llerena (centro-este delSector). La tarea se prevé laboriosa.

e.- Espesor máximo visible 350 m. Litologías variadas,pero de algún modo relacionadas con vulcanismoácido próximo o lejano. Límite inferior confuso,aparentemente paraconforme con PCa-2. Lateralmen-te, esta unidad parece exclusiva de la banda Palomas-Puebla- Campillo, que pasa por el centro del Sectorde estudio con dirección • 120º. No sabemos si bajoPCt-2 del SW del sector (región de Usagre) existetambién. El límite superior con PCt-2 parece habitual-mente paraconforme, o más bien una intercalaciónprogresiva. Sólo proponemos una unidad litoestrati-gráfica compleja como representación, por ahora, dePCt-1:

P Unidad litoestratigráfica P8 *

Carece de nombre formal y tiene varios coloquiales. Podríaser la futura “Fm. Vulcanodetrítica de Campillo de Llerena”. Enla sigla, el subíndice 8 indica la referencia a P8, unidad acom-pañante de la que es difícil la separación. El asterisco indica laprovisionalidad de ese parentesco. Admitida la categoría deposible formación, parecen perfilarse tres tramos susceptibles dellegar a miembros: uno con “aspecto cuarcítico”, otro con finaalternancia de esquistos cuarcíticos/filitas, y un tercero convulcanitas y vulcanosedimentarios transformados. Entre laslitologías variadas que caracterizan a P8 * destacamos:

• Esquistos cuarcíticos blancos (aspecto de marfil). Granofinísimo, laminares; ocasionalmente parecen meta-cherts.Hasta 98% de cuarzo muy transformado, y micas fengíticasde neoformación. Escasos (pero variados) accesorios: pla-gioclasa, pirita idiomorfa, moscovita detrítica, opacos noidentificados. Posible origen en tobas o cineritas resedimen-tadas.

• Cuarcitas blancas esquistosas, masivas o laminares , local-mente miloníticas. Grano más grueso que los esquistos,coexistiendo cuarzo detrítico y chert recristalizado. Escasosaccesorios: varias micas incoloras, pirita, circón, rutilo.

• Cuarzoesquistos y filitas metapelíticas, de grado “muy bajo”a “bajo”, pero a veces con transposición precoz y bandeadotectónico incipiente. Micas incoloras de neoformación yotras retromórficas tardías. Segregados de cuarzo en puntos


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tensionales. Abundantes opacos y algún circón.

• Esquistos ortoderivados, con gran variedad, probablementeprocedentes de efusiones subacuáticas dacíticas y riolíticas.Algunos esquistos proceden de verdaderas ftanitas, masasestratiformes de cherts, de jaspilitas o de arcillas de origenvolcánico. La petrografía óptica nos ha resultado insuficien-te por la fina granulometría del conjunto. De tamaños visi-bles hemos identificado cuarzo procedentes de cherts,epidota, plagioclasa sódica, micas diversas, óxidos, sulfurosmetálicos y otros opacos, y segregaciones tardías de calcita.

El metamorfismo es de grado muy bajo; sólo localmentepuede llegar a bajo. Predominan los procesos dinámicos super-puestos, en un área tectónicamente anómala: la llanura que seadosa al flanco NE de la Sierra de Hornachos.

f.- El problema de la presencia regional de PCt-1 es el desu existencia primaria generalizada o no bajo PCt-2.En la misma banda Palomas- Puebla- Campillo des-conocemos si está siempre, y en la banda surocciden-tal no sabemos si existe aunque sea aisladamente. Ennuestro sector ocupa unos 15 km2.

g.- La génesis concreta de PCt-1 estaría ligada a un vulca-nismo ácido precoz y transitorio, en buena partesubacuático y también con resedimentación de piro-clásticos finos, en un mar epicontinental o cuencaretroarco, con el continente adyacente erosionado ycon escaso relieve generador de aportes terrígenos.Esta efímera etapa sería el preludio del vulcanismoandesítico representado por PCt-2.

h.- La comparación masiva con secuencias análogasdescritas en la literatura, presenta, paradójicamente,más similitudes con áreas lejanas (Gales, Atlas, ...)que con la propia Z.O.M.. Las vulcanitas ácidasdescritas al SW de Z.O.M. son en buena parte porfi-roides, e interpretando a quienes las han estudiado,serían más tardías. En la contigua Z.C.I. tampocovemos equivalentes.

i.- No hay datos radiométricos respecto a la edad dePCt–1. Dentro del margen dado para PCt , creemosque esta banda volcánica es más tardía que la del SWy por lo tanto próxima al límite de 600 M.a.. Segúnlo que hemos visto, el bloque contiguo de Peraledaaún no habría comenzado a elevarse, y allí ha sidoobtenida, en moscovitas de neoformación en el Betu-riense Superior, una edad de 550 ± 10 M.a. 40Ar/39Arpor BLATRIX y BURG (1.981), marcando paranosotros, localmente, el fin de una fase térmica cado-miense y comienzo de la exhumación.

j.- No hay referencias concretas, locales o regionales, deesta unidad, que proponemos por primera vez. Unalarga lista de sucesiones equiparables a PCt-1, y susautores, se expone y comenta a partir de la pág. 540.

2.1.1.3.2. “PRECÁMBRICO TERMINAL” SUPERIOR(PCt-2)

a.- Nombre provisional, visto en 2.1.1.3.A

b.- Es una sucesión que aflora de modo fragmentario ydisperso en el sector estudiado. Como el grueso delos afloramientos representativos está fuera del sec-tor, es ahí donde habrá que decidir si sigue siendo uncomplejo, o un grupo, o cualquier otro tipo de uni-dad. Localmente la consideramos grupo con una solaformación P8, provisional, cuyos tres miembrosdistinguimos como P8 I, P8 II y P8 III.

c.- Los antecedentes regionales son imprecisos, comunescon PCt y PCt-1. Localmente la referencia más aproxi-mada sería la “Fm. Torrecilla” de CHACÓN (1.979).

d.- Mientras queden dudas de correlación (e incluso deequivalencia) entre los vulcanismos andesíticos delas dos bandas que cruzan el sector, convendría pen-sar en dos estratotipos. El de la banda más nororien-tal (Palomas ...), incompleto, tendría su núcleo enPuebla de la Reina. El estratotipo (necesariamentesintético) de la banda suroccidental (Usagre ...) tieneclaramente sus fragmentos en el centro-sureste de laZ.O.M., fuera de nuestro sector.

e.- En el área de estudio la potencia visible, fragmenta-ria, no supera los 350 m, pero inmediatamente fuerade dicha área, hacia el S y SE, se alcanzan los 600 m,y más lejos se sobrepasan los 1.500 m. El límiteinferior es, en la banda NE, una progresiva intercala-ción en el techo de PCt-1. Los límites laterales sonvariados, complejos y confusos, como corresponde alorigen volcánico. No se puede dar una descripciónque valga para todos los sitios. El límite superior esproblemático en la banda NE, donde parece ser tran-sicional al vulcanismo ya cámbrico y a pelitas yalguna arcosa (ambas vulcanoclásticas). En la bandaSW, hay neta discordancia con los conglomerados yarcosas de la base del “ciclo cámbrico”: a escalascartográfica y mesoscópica, mediando plegamientolaxo, con incipiente esquistosidad, movimientosimportantes en la vertical, fuerte erosión de los blo-ques elevados, y una intensa rubefacción. El conglo-merado basal del “ciclo cámbrico” engloba cantosdel sustrato PCt-2 (=Unidad P8) prealterados, pudien-do descansar, según localidades, sobre cualquiera delas tres subunidades propuestas (P8 I, P8 II y P8 III). Enla banda Palomas-Puebla-Campillo, creemos, encambio, que el paso al Cámbrico esté dentro de unasucesión metaandesítica coronada por metapelitas, demás de 600 m. de espesor, visible sobre todo enPuebla. No tenemos evidencia de discontinuidadfísica o cambio geoquímico que ayude a localizar eselímite Precámbrico-Cámbrico.


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No hemos establecido propuesta formal de nombre porque no esaún segura la correlación entre los materiales andesíticos de labanda nororiental y de la suroccidental; sería esta última, en casoafirmativo, la más representativa, pero los afloramientos mejoresy más completos están fuera de nuestro sector. Falta aún unestudio regional a escala de la Z.O.M. que indique si P8 esrepresentativa de todo el actual complejo vulcanosedimentario,y si tiene más subunidades del tipo de P8 I, P8 II y P8 III. Después severá si P8 tiene rango de grupo o formación.

Banda SW

R P8I: Unos 300 m visibles. Coladas y cuerpos subvolcánicossomeros estratiformes, bandeados, masivos o porfiroides.Matriz recristalizada, con restos de orientación de flujo,compuesta habitualmente de plagioclasas, máficos cloritiza-dos, epidota y óxidos de Fe, Mn, Ti, etc. Los fenocristalessuelen ser maclas polisintéticas de plagioclasas con bordestransformados; ocasionalmente hay apatitos zonados ycarbonatos secundarios. Se trata de metaandesitas porfídicashasta metaespilitas, con incipiente esquistosidad que marcanlas cloritas. En los cuerpos porfiroides masivos quedanademás anfíboles alterados y restos de piroxenos, con calci-ta y cuarzo secundario: serían metaandesitas porfídicasalbitizadas.

R P8 II: Unos 150 m visibles. Aflora inmediatamente fuera delsector estudiado, en su borde sur. Se trata, en campo, deunas brechas que pueden considerarse, según niveles, desdeignimbritas a aglomerados resedimentados, con intercala-ción de esquistos y calcoesquitos vulcanodetríticos. Losclastos más gruesos (entre 4 y 30 cm) son subangulosos, demetaandesitas masivas, granudas o porfídicas. Los clastosmenores (de 0,5 a 4 cm) son además de cuarzoesquistos,diabasas, e incluso vulcanitas ácidas. Hay aureolas dereacción generalizadas entre clastos y matriz.

R P8 III: Aproximadamente 150 m visibles. Tiene sus mejoresafloramientos contiguos a los anteriores. Monótona sucesiónde esquistos verdoso-grisáceos, alterados, predominante-mente vulcanodetríticos finos. Abundantes clorita y epidotasecundarias, plagioclasa albítica residual, cuarzo, opacos ymicas incoloras de muy bajo grado asociadas a deformacióndúctil tardía. Abundantes carbonatos secundarios difusos, enparte procedentes de plagioclasas. Llegan a formarse lente-jones carbonatados compactos de hasta 10 cm de grueso,presumiblemente del mismo origen, y de grano muy fino.

Banda NER P8 I: Menos de 100 m visibles. Esquistos porfiroides y gneí-

sicos, verdosos, con textura cataclástica a protomilonítica.Matriz orientada rica en clorita, albita y opacos, con cuarzosaislados. Porfidoclastos transformados y estirados, de pla-gioclasa calcosódica, con inclusiones de clinozoisita y confrecuentes halos de epidota secundaria. En conjunto se tratade diversas metaandesitas, aflorantes en los alrededores deCampillo. Más al NW, en Puebla de la Reina y proximida-des, hay una compleja sucesión metaandesítica de cerca de600 m, que en parte suponemos ya de edad cámbrica. Losniveles adjudicables a P8 I + P8 II son esquistos, porfiroidesesquistosados, y protogneises con análoga composición.

R P8 II: No hemos encontrado equivalente piroclástico en estabanda NE, salvo un conglomerados brechoide poligénico enel límite NW de Campillo que engloba fragmentos de diaba-sas, andesitas, dacitas, rocas sedimentarias y metasedimen-

tarias.

R P8 III: Esta subunidad, de análogo significado que en el N deLlerena (banda SW), podría ser diacrónica y quizás yacámbrica. Tiene su gran desarrollo a partir de Puebla haciael NW, y dominan en ella esquistos meta-vulcanodetríticosde grano fino, con lentejones y gruesas capas de calizas degrano fino veteadas, muy puras (con micas y epidota disper-sa). Algunas calizas son producto de segregación de lavulcanita envolvente, pero los niveles gruesos continuostienen un origen aún no resuelto, al no haberse visto estruc-turas orgánicas. Después sigue una monótona sucesión depizarras que presentan decreciente componente volcánico.

Los contactos internos de las tres subunidadesson complejas indentaciones, como era de esperarpor el origen volcánico (págs. 538 y 568).

El metamorfismo de PCt-2 es de anquizona / muybajo. Puede llegar a bajo, con polideformación com-pleja y efectos térmicos de contacto, en la bandanororiental: en la llanura del flanco NE de la Sierrade Hornachos, o en apretados núcleos antiformes.

f.- Las dos bandas subparalelas en que aflora PCt-2 ennuestro sector son realmente segmentos locales debandas continuas que no sólo atraviesan la Z.O.M.(con •120º) sino que tendrían continuidad suprarre-gional. No sabemos si los materiales de ambas ban-das conectaban lateralmente antes de las sucesivasetapas erosivas. Dentro de nuestro sector aflora PCt-2en unos 30 km2. Como el límite con el Cámbrico esimprecisable en la banda nororiental, allí podríahaber hasta 20 km2 más de estos materiales, “conedad imprecisa”. En el resto de la Z.O.M. se superanampliamente los 1.000 km2 (sobre todo afloranteshacia el S y SE).

g.- La génesis ya ha sido contemplada para la totalidadde PCt, así como las recomendaciones para solucio-nar el problema, y el esquema evolutivo paleogeográ-fico. Concretando para PCt-2, hay gran desarrollo decuerpos subvolcánicos estratiformes e incluso pluto-nes según el modelo de KUNO (1.968). Hay unaprimera etapa con gran desarrollo de coladas subaé-reas y subacuáticas (P8 I), sigue otra etapa con abun-dantes piroclásticos (a veces gruesos) con frecuenteresedimentación (P8 II), y finalmente, una etapa conresedimentación de piroclásticos finos, tobas, pro-ductos de erosión de vulcanitas, etc. (P8 III) hastadesembocar en monótonas pelitas, todavía con aportevolcánico. Por ahora, es problemática la génesis delas calizas lenticulares intercaladas en esta subunidadP8 III.

h.- Tampoco cabe aquí resumir la larga lista de procesosefusivos calcoalcalinos penicontemporáneos de losnuestros y repartidos por zonas móviles. Aparte delas correlaciones obvias dentro de la Z.O.M., indi-quemos que el resto del Macizo Hespérico apenas


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muestra materiales equiparables. Como se ve en laspágs. 555-559, hay abundantes sucesiones compara-bles en el ámbito europeo actual, (Gales, etc...), áreaspericratónicas norteamericanas (Apalaches, etc...),zonas móviles pericratónicas africanas (Anteatlas,Hoggar, NE África, ...).

i.- En el momento de la conclusión de esta Tesis no haydataciones directas de PCt-2 (ni con edades absolutas,ni con acritarcos o pistas). En la Z.O.M. se han hechoalgunas conjeturas por vía bioestratigráfica (págs.559-560), pero son inconsistentes y de dudosa loca-lización estratigráfica. Recordando el diacronismo

entre las bandas NE y SW, y lo visto para PCt en lapág. 559, reiteramos una amplísima acotación deedad entre -680 M.a. y -530 M.a., con una máximaprobabilidad entre -640 y -580 M.a., si se tienen encuenta la paleogeografía que proponemos y las nu-merosas sucesiones calcoalcalinas de edad conocidaque hemos considerado y comparado.

j.- Referencias bibliográficas a PCt-2 y a unidades yprocesos extrarregionales similares, ya se han ex-puesto en la descripción de PCt (págs. 540 ... /554 ...).

2.1.2. PALEOZOICO (Pz)No constituía el objetivo de este trabajo, pero ante la

falta de antecedentes regionales, había que conocerlo,como herramienta complementaria para el conocimientodel Precámbrico:

S La identificación y delimitación física de los materia-les precámbricos se ha hecho habitualmente porexclusión y por su situación estratigráfica y estructu-ral, lo que requería el conocimiento de la coberterapaleozoica.

S La parte de la Historia Geológica, “escrita” en losmateriales paleozoicos datados, de más fácil “lectu-ra” que en el sustrato precámbrico, presenta unoshechos adicionales a considerar, sobreimpuestos a lahistoria pre-cámbrica de ese sustrato.

Hemos conseguido diferenciar siete conjuntos tecto-nosedimentarios delimitados por discontinuidades mayo-res, desglosados en unidades litoestratigráficas con rangode formación e incluso miembro (págs. 348-350 y 561-812):

N Pz1 “Cámbrico Inferior (+ “Medio” p.p.).N Pz2 “Cambro-Ordovícico”N Pz3 “Ordovícico basal”N Pz4 “Ordovícico-Silúrico-Devónico Infe-

rior”N Pz5 “Devónico Superior”N Pz6 “Carbonífero I”N Pz7 “Carbonífero II”

2.1.2.1. “CÁMBRICO INFERIOR” (+ ”ME-DIO” P.P.) (PZ1)Conjunto tectonosedimentario. Se propone rango de

grupo con cuatro formaciones. Los afloramientos másrepresentativos y los estratotipos parciales (por formacio-nes) están fuera del sector estudiado, al S y SW. LosEspesores locales oscilan entre 1.400 y 1.800 m.

P C1: Formación basal, que varía entre 15 y 600 m: conglomera-dos, grauvacas y arcosas, principalmente vulcanodetríticos.

P C2: Segunda formación, que tiene múltiples indentaciones conlas unidades confinantes, lo que complica definir su espesor(•500 - 800 m); consta fundamentalmente de pelitas, calcopelitasy limolitas, transformadas a pizarras de muy bajo grado.

P C3: Tercera formación; no es ubicua, pero suele oscilar entre100 y 600 m, con predominio de metaandesitas porfiroidesesquistosadas, alternando con esquistos vulcanodetríticos asocia-dos.

P C4: Cuarta formación, que presenta continuas intercalacionesen cuña con las unidades anteriores C3 y C2 por lo que el concep-to de espesor se complica: la alternancia de calizas con metapeli-tas y vulcanoclásticos finos puede oscilar entre 60 y 1.000 m.Las calizas (a veces magnesianas) son muy variadas: con mallasde algas, oncolitos, cherts, arqueociatos. En dudosa relaciónpueden aparecer, por encima, detríticos finos o medios, local-mente residuales, que podrían ser equivalentes al CámbricoMedio de la región de Zafra (próxima, al SW).

En el SW de nuestro sector, y áreas vecinas, laformación basal C1 descansa en neta discordancia carto-gráfica y mesoscópica sobre vulcanitas del “PrecámbricoTerminal” (PCt), plegadas, arrasadas y alteradas. La edadde C1 se supone cámbrica inferior muy baja, ya que estábajo calizas con arqueociatos como los del Amouslekien-se de Marruecos.

Hemos incluido en nuestra descripción del CámbricoInferior del sector los afloramientos de “edad problemáti-ca” de la banda nororiental Alange- Palomas- Puebla, nodatados cuando se redactó la Tesis pero que ya supusi-mos cámbricos (el límite P0-0 podría estar dentro devulcanitas). Figuras explicativas en las págs. 564, 568,569, 573 y 596.

2.1.2.2. “CAMBRO-ORDOVÍCICO” (PZ2)Conjunto tectonosedimentario que, según varia-

ciones locales de complejidad y espesor, podría conside-


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rarse grupo o formación.

P C-O: Sólo distinguimos esta unidad litoestratigráfica. Elestratotipo más completo estaría al NE del Sector (Sierra de LaLapa), aunque allí no se ha visto la base. En cuanto a distribu-ción actual (y paleogeográfica) alternan anchas bandas, dedirección aproximada 120º, unas con grandes espesores de C-O,y otras con muy escasa o nula presencia de la unidad (pensamosincluso en la no deposición). Los espesores vistos oscilan entre150 y 2.200 m.

Hay varios ciclos, a veces truncados, con espesores hecto-métricos, que encierran ciclicidades de mayor frecuencia. Haynotable continuidad lateral de la estratificación, con predominiode las estructuras planares, incluidas laminaciones. Esos ciclostienen en la base cuarcitas y areniscas con lechos conglomeráti-cos, y dan paso gradual, pulsátil, a limolitas y lutitas, esquisto-sas, que componen el 75-90% del espesor total de cada ciclo(pág. 606). Se han visto yacencias discordantes sobre “Precám-brico Terminal” y/o Cámbrico Inferior dudoso (vulcanodetríti-co), pudiendo llegar ocasionalmente a la discordancia sobreBeturiense Superior.

Esta unidad (que cerraría localmente la laguna cám-brica media / superior), sólo nos ha dado pistas perforan-tes banales. Por estudio del entorno estratigráfico verticaly horizontal, y correlación, suponemos que puede sola-par cronológicamente con el Cámbrico terminal y elOrdovícico más bajo.

El “Cambro-Ordovícico” parece responder al rellenode surcos con subsidencia continua pulsátil, intercaladosentre bandas con abombamientos compensatorios, en unrelieve previamente arrasado (págs. 603, 615).

2.1.2.3. “ORDOVÍCICO BASAL” (PZ3)Conjunto tectonosedimentario, equivalente a grupo,

con dos formaciones complejas pero no divisibles enmiembros: O1 y O2.

La literatura precedente no identifica ni individualizaesta unidad sino que la incluye en la serie de la “CuarcitaArmoricana” o en el Devónico.

La sucesión más compleja y potente, cara a un estra-totipo, está en el límite ENE del sector estudiado, enPeraleda-Valsequillo (corte del río Zújar).

Los espesores son muy variables, entre la ausenciaprimaria de la unidad y más de 1.000 m, dependiendo delbloque tectónico considerado (pág. 860).

Análogamente, el rango y características de la dis-continuidad basal varían para cada bloque. Así, en elcentro del sector, Pz3 descansa (excepcionalmente) enparaconformidad sobre Pz2, mientras que al E, en Perale-da, está en discordancia neta sobre Beturiense Superiorpreviamente polideformado, polimetamorfizado (máxi-mo: biotita-granate), arrasado y alterado. En algunasáreas parece que O2, extensiva respecto a O1, tiende a

apoyarse discordante sobre sustrato preordovícico, perono lo hemos comprobado. Lateralmente, en sentidos SWy NE, Pz3 se acuña hasta desaparecer o es confinada porlos paleorrelieves, mientras que hacia NW y SE tienegran continuidad. El contacto de techo con la “CuarcitaArmoricana” sólo se ve excepcionalmente en puntosaislados (por recubrimientos), pero el análisis cartográfi-co indica que varía entre la aparente conformidad y lasuave discordancia cartográfica.

P O1: Formación inferior cuyo espesor suele oscilar entre 100 y700 m. Tiene una delgada brecha basal, con clastos de esquistosmicrodeformados y paleoalterados, procedentes del sustratoinmediato. Rápidamente aparecen conglomerados, con cantosredondeados de riolitas y riodacitas (rubefactados pero sin previadeformación) y con matriz arcósica vulcanodetrítica. Gradual-mente pasan a dominar sucesivamente conglomerados finosdispersos, microconglomerados y arcosas (todo parcialmentevulcanodetrítico ácido), alternancia areniscoso-pizarrosa, yfinalmente, cuarcitas localmente similares a la “Armoricana”.

P O2: Es la segunda formación. Contacto basal conforme oparaconforme con O1, o extensivo sobre materiales más antiguos(aunque casi siempre cubierto). Es más madura. Su espesor sueleoscilar entre 150 y 600 m. La secuencia es muy variable local-mente, con varios tramos de limolitas micáceas, grauvacas,micrograuvacas, pelitas, y areniscas y cuarcitas negruzcas. Tieneniveles con abundantes skolithos y otros con grietas de retrac-ción.

Parece que la ausencia de Pz3 en el tercio surocciden-tal del sector (y en algunos bloques tectónicos de los dostercios nororientales) fue primaria. Afloran dentro delárea estudiada unos 350 km2.

Genéticamente, esta unidad refleja una etapa detectónica de bloques, con vulcanismo ácido a favor de lasfracturas que delimitan a éstos (ver pág. 615). Fosasalargadas de dirección •120º, se rellenaron de vulcano-clásticos hasta desbordarse. Precisamente, estas fosasneoformadas (¿colapsos de calderas?) ocuparon lasbandas hasta entonces abombadas (por posible “plutonis-mo diapírico”), emergentes durante la sedimentación dela anterior unidad Pz2, por lo que hay una alternancia debandas 120º con Pz2 o con Pz1, que son unidades casimutuamente excluyentes en un mismo sitio.

Sucesiones similares a ésta han sido descritas en unalarga banda normediterránea, desde Portugal hasta Tur-quía, e incluso en Afganistán.

No se han encontrado fauna o pistas con valor cro-noestratigráfico. La imprecisa edad “ordovícica basal” sepropone por el entorno estratigráfico y correlación conprocesos generalizados suprarregionales datados.


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2.1.2.4. “ORDOVÍCICO-SILÚRICO-DEVÓ-NICO INFERIOR” (PZ4)

Conjunto tectonosedimentario con rango equivalentea supergrupo, constituido por cuatro grupos: Pz4-a, Pz4-b,Pz4-c y Pz4-d (págs. 348 y 561).

Este conjunto responde a una agrupación inédita deciclos sedimentarios basada en criterios de “unidadesdelimitadas por discordancias”. Como por primera vez seadmite en esta región una importancia inusual para ladiscordancia de base de la “Cuarcita Armoricana” y de ladiscordancia “Mesodevónica”, no hay precedentes estra-tigráficos del concepto “Pz4”. Las variaciones lateralesde los grupos, e incluso formaciones, junto con la com-plicada mesotectónica, hacen que cualquier estratotiposea polisintético.

La suma de los espesores mínimos de todas las for-maciones involucradas en Pz4 no superaría los 300 m,pero obviamente, en ningún punto coinciden esos valo-res. La suma de los espesores máximos de cada forma-ción superaría los 3.600 m, y tampoco coinciden, enningún caso, en un mismo sitio.

La base de Pz4 es regionalmente heterócrona, sobretodo en sentido NE-SW, con dos impulsos transgresivosmáximos asociados a la “Cuarcita Armoricana” (O3)(pág. 655) y al Silúrico ampelítico (S2), que puedenapoyarse en sustrato muy variado. Hacia el SE actualtodas las unidades continúan fuera del sector, e inclusoengrosan. Hacia el NW pierden paulatinamente espesory desaparecen por erosión. Hacia el SW se desarrolla unabarrera paleogeográfica •120º, según el núcleo deZ.O.M., desde antes del comienzo de Pz4, que solamentedebió ser desbordada esporádicamente en el Silúrico.Hacia el NE, todas las unidades, facies y espesores sehacen comunes con la vecina Zona Centro-Ibérica(Z.C.I.), una vez atravesado el anómalo surco subsidentepaleozoico de Pedroches, en la frontera Z.O.M. / Z.C.I..Salvo en puntos excepcionales, el techo está erosionado,sin cobertera, o discordante bajo Devónico Superior,Carbonífero o Terciario continental.

Los materiales de Pz4 han sufrido los efectos de lasfases hercínicas en niveles tectonometamórficos some-ros, salvo en casos concretos de los autóctonos relativosde los grandes cabalgamientos.

No se ha identificado Pz4 al SW del eje Badajoz-Córdoba (se supone incluso ausencia primaria). Losmateriales de edades equivalentes del SW de la Z.O.M.estarían desligados paleogeográficamente de los nues-tros: son distintas las secuencias y litologías, y el conte-nido faunístico es afín con provincias norafricanas, noibero-armoricanas como en el presente caso. El cuadroregional paleogeográfico no está aún resuelto, comodespués veremos. Correlacionamos los procesos locales

de Pz4 con los de la banda periférica que rodearía elnúcleo ibérico (pág. 853). Las dataciones se han hechopor grupos, con metodología macropaleontológica clási-ca y correlación física con series datadas. A continuaciónmostramos algunas características y datos de los cuatrogrupos que componen Pz4.

2.1.2.4.1. ORDOVÍCICO INFERIOR (P.P.) + MEDIO(Pz4-a)

Subconjunto tectonosedimentario considerado grupo.Base discordante (paraconforme si hay debajo Pz2 ó Pz3).El techo es una paraconformidad o hiato difícil de carac-terizar. Dos unidades con rango de formación: O3, equi-parable a la conocida “Cuarcita Armoricana”, y O4,similar a las “Pizarras con Calymene” de otras áreas.Apoyo gráfico: págs. 637, 655, 656. La acotación ampliay segura de edad estaría entre el límite “Tremadoc-Are-nig” y el techo del “Llandeilo”.

P O3: Espesores extremos 7 y 400 m. Espesores habituales 250-300 m. Cuarcitas muy puras, blancas, en bancos gruesos, a vecesbimodales. Diacronismo escalonado (pág. 655). Ausente al SWdel eje Badajoz-Córdoba (pág. 643). Regionalmente suele haberdos paquetes compactos separados por un tramo de areniscaslajosas y pizarras, más blando y con abundantes pistas bilobadaso perforantes. Suelen ser frecuentes como accesorios, los minera-les pesados más resistentes. Medio litoral, progradante escalona-damente.

P O4: Espesores extremos 15 y quizás más de 1.500 m (surco dePedroches). Espesores habituales entre 150 y 500 m. Pizarrasoscuras, moderadamente carbonosas, metapelíticas y metalimolí-ticas. Intercalaciones aisladas de niveles de cuarcitas y areniscasoscuras, de grano fino. Predominio de plataforma distal, ylocalmente surco.

Distinguimos provisionalmente una tercera unidad,no siempre presente, que se intercala en las columnasentre O3 y O4. La consideramos de momento parte proxi-mal de O4, y la denominamos O4 I, pero bien pudiera serla parte distal, digitada, de O3, o bien una unidad inde-pendiente intercalada entre O3 y O4. Se trata de 0 a 150 mde cuarcitas de grano medio a fino, oscuras, con algo dematriz pelítica (pueden llegar a areniscas) y variableproporción carbonosa. Corresponderían a depósitos deplataformas moderadamente distales, escalonadas (verpágs. 655 y 656).

2.1.2.4.2. ORDOVÍCICO SUPERIOR (Pz4-b)

Subconjunto tectonosedimentario considerado grupo.La base cierra un hiato o paraconformidad difícil decuantificar. A techo, frecuentemente eliminado porerosión, habitual paraconformidad con el Silúrico, rara-mente visible y deducida cartográficamente (págs. 658,661). Dos unidades con rango de formación, O5 y O6. Enla segunda de éstas se han distinguido como posiblesfuturos miembros intercalaciones relativamente dispersasde cuarcitas oscuras (O6 I), y lentejones agrupados decalizas/dolomías (O6 II). En el dominio del surco de


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Pedroches (al NE) no pueden separarse O5 (que parecepasar a pelitas mayoritariamente) y O6, (siempre pelíticoy sin calizas): allí sólo parece existir O6 excepcionalmen-te potente (500 m?), y no sabemos si O5 se acuña o pasaa pelitas (datos gráficos: págs. 658, 661). La acotaciónamplia de edad estaría entre la base del “Caradoc” y eltecho del “Ashgill”.

P O5: Espesores extremos 20 y 200 m. Espesores habitualesentre 50 y 100 m. Cuando presenta facies marginales de cuenca(¿plataforma extensa con influjo frecuente del oleaje?), dominanareniscas pardas en bancos continuos con espesores entre 0,2 y0,5 m, y con alguna pequeña brecha basal poligénica, alternandoirregularmente con pizarras metalimolíticas o metapelíticassupeditadas. En áreas más distales alternan cuarcitas negruzcasy cuarzovacas, en niveles tabulares, con frecuentes intercalacio-nes de pizarras negras, y con estructuras propias de un suave yextenso talud que daría paso al dominio del surco de Pedroches(en este momento extenso y profundo).

P O6: Espesores extremos 20 y 500 m. Espesores más frecuen-tes entre 200 y 300 m. Está constituida en todos los casos poruna monótona sucesión pizarrosa, frecuentemente ampelítica(sobre todo en el surco, donde es indistinguible en campo delSilúrico ampelítico). Tiene intercalaciones esporádicas decuarcitas negruzcas en niveles tabulares (O6 I, similares a las deO5, algo más maduras y de grano fino). Ocasionalmente, en áreasde plataforma más proximales y someras se intercalan lentejonescalizos, grisáceos o pardos, que no superan los 4 m de espesor,muy transformados, aunque se adivinan restos de estructurasmasivas bioconstruidas y facies laminares (O6 II).

2.1.2.4.3. SILÚRICO (Pz4-c)

Subconjunto tectonosedimentario considerado grupo,con dos unidades litoestratigráficas equivalentes a forma-ciones, S1 y S2 . Tiene un carácter netamente extensivo,por lo que la discontinuidad basal pasa a ser regional-mente, desde una paraconformidad en el dominio delSurco de Pedroches (al NE, sobre Ordovícico SuperiorPz4-b, probablemente sin emersión), hasta una discordan-cia que pudiera alcanzar el Beturiense Superior arrasado(hacia el W, en Portugal). El límite superior casi nuncase conserva; de forma muy local, parece que hay unaparaconformidad con la base del Devónico Inferior, yneta discordancia con el Devónico Superior y el Carboní-fero. Lateralmente, Pz4-c excede ampliamente el sectorestudiado en todas las direcciones. Hay múltiples aflora-mientos dispersos (pág. 672) pero todos ellos fragmenta-rios por la fácil erosión de S2. No hemos logrado siquieraun estratotipo de síntesis. Los espesores extremos vistosen el sector son 15 y 425 m (sin poder cuantificar cuántofalta por erosión), aunque los valores más frecuentesoscilan entre 200 y 300 m. No se han podido precisar lasedades de base y techo de Pz4-c. A un tercio de espesordesde la base de S2 aparecen graptolitos (zonas 20-27 E& W) • “límite Llandovery-Tarannon”.

P S1: Espesor variable entre 8 y 40 m, aunque el más frecuenteoscila entre 20 y 30 m. Tiene equivalentes descritos en unamplio entorno regional, con moderado diacronismo (pág. 675).

S1 suele estar formada por bancos de cuarcitas grises o blancas(medianos o gruesos), alguna arenisca, y ocasionalmente conglo-merados basales poco potentes. Las cuarcitas tienen opacos,alguna moscovita intersticial, circón y óxidos. Los otros materia-les más inmaduros tienen clastos y matriz con cuarzo, fragmen-tos de cuarcitas, pizarras y grauvacas; también plagioclasas,moscovita, clorita, óxidos, opacos, materia carbonosa, turmali-nas, etc... Ocasionalmente, microclastos de origen volcánico. Setrataría desde depósitos de plataforma externa hasta litorales,que se acuñan hacia el W y SW (pág. 678).

P S2: Espesor visible, conservado, entre 0 y 400 m, aunque elmás representativo oscila entre 150 y 200 m. Tiene equivalentesdescritos en un amplio entorno regional (págs. 678-680). Es unaunidad litológicamente monótona. Se trata casi siempre (en lahorizontal y en la vertical) de ampelitas fuertemente apizarradas,que al alterarse se hacen azules claras (e incluso una pastaarcillosa llamada “tierra blanca”). Son finamente hojosas, consuperficies satinadas. Estas pizarras, y las ordovícicas más altasy más carbonosas, generan un entramado de quiastolitas pormetamorfismo de contacto. Localmente hay intercalaciones demetalimolitas y cuarcitas oscuras muy delgadas, también carbo-nosas. Microscópicamente, el grano es tan fino que ópticamenteno pueden determinarse los componentes (cuarzo, micas clarasde muy bajo grado y opacos diversos). En las masas alteradas,distintos autores han determinado (pág. 681) caolinita + pirofilitao caolinita + illita.

2.1.2.4.4. DEVÓNICO INFERIOR (+ MEDIO P.P.)(Pz4-d)

Subconjunto tectonosedimentario que, con reservas,consideramos grupo por analogía con lo que hemoshecho hasta ahora. Antes de comprobar la enorme impor-tancia de la laguna mesodevónica, habíamos consideradoa Pz4-d una formación, distinguida con la sigla D1 y contres miembros (D1 I, D1 II, D1 III). Conservando esas siglaspor razones operativas, consideramos D1 grupo y los tresmiembros citados formaciones.

Estratotipos parciales para el de síntesis se encuen-tran en la región de Alange (extremo NW del sector) y Sde Monterrubio (extremo NEE). No hay antecedentesregionales como “unidad tectonosedimentaria” pero sí delos materiales; hacemos constar que muchos trabajosconsideran devónicos niveles realmente ordovícicos eincluso precámbricos, al equivocar la estructura tectónicae ignorar grandes discordancias.

Esta unidad es tan variable, tanto en sentido longitu-dinal de la cuenca (dir. •120º) como transversal (dir.•30º), que ningún estratotipo es representativo (ver pág.708). Los mejores cortes están en los ríos Guadámez yZújar, al E del sector de estudio. El reparto regional dePz4-d es restrictivo respecto al Silúrico Pz4-c, y susafloramientos son residuales, al abrigo de sinformas ocobijaduras. Los espesores conservados oscilan entre 0 y470 m, siendo los más frecuentes de unos 250 m. Haybandas 120º que corresponden, unas a plataforma tendi-da, y otras a surcos. La base y la laguna de techo son


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diacrónicas. La primera es erosiva salvo en los surcos(donde hay sólo hiato). A techo hemos deducido una fasede plegamiento localmente variable, con laguna (yapreconizada por PUSCHMANN, 1.967). Los niveles másbajos datados son gedinienses inferiores (incluso prido-lienses?) y los más altos givetienses, sin más precisión(ver págs. 700.../ 709.../ 715). Las unidades superpuestasque ahora consideramos formaciones, son en esquema:

P D1 I: Espesor oscilante entre 35 y 240 m. Base erosiva otransicional según subsectores. Secuencia transgresiva complejaque incluye microconglomerados, areniscas, cuarcitas y pizarras.Hay tramos ferruginosos típicos (por alteración de pirita difusaprecoz). Abundan los clastos de cuarzo poligénicos, subangulo-sos; la matriz es arcillosa y el cemento ferruginoso. Frecuentemoscovita detrítica, dispersa o en planos de sedimentación.Secundarios o accesorios habituales son: micas pardas alteradas,plagioclasas, circón, turmalina, pirita y otros opacos. Las piza-rras, alterables, tienen materia carbonosa y moscovita detrítica.Sedimentación desde sublitoral a propia de surco.

P D1 II: Espesor 0-220 m. Hay una “banda-surco” (•120º) conpotencias medias de 140-160 m, crecientes hacia el SEE, y áreasmarginales con 5-20 m. En el gran surco de Pedroches, al NE, launidad no es identificable y correspondería a otros sedimentospredominantemente pelíticos. Este complejo “tramo carbonata-do” presenta todo tipo de facies organógenas (que están porestudiar sistemáticamente: pág. 703...). Son abundantes lasfacies recifales con aureolas de bioclásticos, pero también sonfrecuentes las intercalaciones detríticas: areniscas, pelitas ycalcopelitas. No hay una sucesión representativa. Todo el con-junto es rico en materia carbonosa dispersa y alterada.

P D1 III: Espesor 0-200 m, creciente hacia el SEE, fuera delsector. Tiene fuerte alteración y mal afloramiento, ya que se tratade un “tramo pizarroso”, con compleja y variable alternancia demetapelitas, metalimolitas y micrograuvacas pizarrosas, yalgunas ampelitas y calcopelitas. Localmente puede apareceralgún pequeño lentejón bioclástico, así como niveles tabularesde cuarcitas y areniscas. Ocasionalmente, hay bandas estratifor-mes delgadas , alteradas, de rocas básicas (con agregados radia-les de plagioclasa, opacos, y agujas de olivino serpentinizadas):parecen en campo diques-capa más bien que coladas subacuáti-cas.

2.1.2.5. “DEVÓNICO SUPERIOR”. (PZ5)Conjunto tectonosedimentario, relacionado con

importantes discontinuidades (inéditas hasta este traba-jo), que consideramos provisionalmente grupo hasta quese conozca mejor regionalmente. Podrían distinguirsehasta seis formaciones, pero en el actual estado de cono-cimiento lo más importante es una discontinuidad internaque separa dos “subconjuntos tectonosedimentarios”provisionales: Pz5-a (“Devónico Superior bajo”) y Pz5-b(Devónico Superior alto”). Ver págs. 348 y 740.

Este concepto de Pz5, que carece de antecedentesregionales, se expresa gráficamente en las páginas 733,734 y en la tabla de yacencias de la pág. 728. Tras unafase de plegamiento “mesodevónica” y arrasamientoparcial, se deposita Pz5-a durante una fase menor con

tectónica de bloques y subsidencias locales. Finalmente,se instala Pz5-b, netamente postorogénico y extensivosobre un sustrato regional variado (desde Pz5-a hastaBeturiense Superior). Aspectos paleogeográficos regio-nales se expresan en las págs. 719 y 730. Los espesoresresiduales en el sector, igual que los supuestamenteprimarios, son muy variables, entre 0 y 260 m seguros(550 m, máximo deducido; ver tabla pág. 720).

2.1.2.5.1. SUBCONJUNTO DEVÓNICO SUPERIORBAJO (PZ5-A) [•FRASNIENSE INFERIOR ...]

Corresponde al relleno precoz del núcleo de la sub-cuenca NE de la Z.O.M., que suponemos residual respec-to a la devónica inferior+media. La laguna mesodevónicaprevia a su base sería aquí casi imperceptible, sin discor-dancia y con sólo un hiato poco importante (págs. 733 y734). Este hiato no lo hemos podido acotar con precisióndentro de nuestro sector, pero con datos faunísticos deotros autores (págs. 712, 713, 739) en un área más orien-tal, puede incluir la parte más alta del Givetiense y quizásla parte más baja del Frasniense. Sólo comprendería estesubconjunto una unidad asimilable a formación:

P D2 I : 40-60 m? de espesor máximo visible, con ausenciaprimaria en la mayor parte del sector de estudio. Ocasionalmentehay brecha basal procedente de removilización del sustratopróximo. Siguen microconglomerados más maduros, areniscas(localmente cuarzo-grauvacas), limolitas y pelitas, en irregularalternancia de niveles tabulares. Sucesión propia de plataformacon alguna bioturbación y eventos anóxicos.

2.1.2.5.2. SUBCONJUNTO “DEVÓNICO SUPERIORALTO”. (PZ5-B) [•FRASNIENSE ALTO + FAME-NIENSE ... S.L.]

Corresponde a sedimentación fuertemente extensivarespecto a la anterior, aprovechando el arrasamiento derelieves estructurales previos, recientes (pág. 733). En elnúcleo del pequeño surco preexistente, Pz5-b es paracon-forme con Pz5-a. Hacia los bordes aparece progresivamen-te una discordancia cartográfica cada vez más fuerte,hasta que en áreas externas, al NNE y al SSW, falta Pz5-apor erosión o incluso por ausencia primaria, y Pz5-b puedeapoyarse sobre materiales más antiguos, incluso precám-bricos. En una sucesión ideal completa, las unidadesequiparables a formaciones, que proponemos, son enesquema:

P D2 II : 2-5 m: conglomerado brechoide poligénico, grueso ypoco estratificado. Lateralmente llega a tener cantos madurospero con matriz arcósica. Puede haber paleoalteración previa.

P D2 III : 2-7 m: paquete de cuarcitas blancas, de grano medio,en bancos gruesos. Probable depósito playero en el borde de unaplataforma casi ubicua regionalmente. Localmente, sobre paleo-suelo ferruginoso, en ausencia de D2 II .

P D2 IV : 70-110 m: areniscas protocuarcíticas y cuarcitas,levemente ferruginosas, en bancos medianos persistentes lateral-mente, con delgadas intercalaciones arcillosas o limolíticas.Predominio de un medio submareal en extensa plataforma. Hay


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entroques de crinoideos, piritas y abundantes braquiópodos.

P D2 V : 70-100 m: pizarras limolíticas y arcillosas, ampelitas ymicrograuvacas. Junto a la base puede haber lentejoncitos decalizas bioclásticas (pequeños arrecifes abortados). Plataformadistal, con eventuales surcos locales.

P D2 VI : 0-100 m: Problemático tramo volcanosedimentario,con esquistos verdes poco deformados, alterados y con pobreafloramiento. En cuanto a edad, podría tratarse incluso de vulca-nismo carbonífero precoz.

2.1.2.6. “CARBONÍFERO I” [“DEVONO -CARBONÍFERO + PRE-WESTFALIENSE”](PZ6)

Conjunto tectonosedimentario que puede considerar-se un complejo en el estado actual de conocimiento, peroque tendría la categoría de grupo al progresar su estudioregional. Los datos y conclusiones proceden de multitudde afloramientos fragmentarios y dispersos, que estabanpaleogeográficamente aún más apartados antes de losprocesos tectónicos que afectan a Pz6. Hay muchosantecedentes, referentes a afloramientos concretos y aaspectos parciales (págs. 742.../784).

El estratotipo sintético regional se prevé lejano. Losespesores locales conservados oscilan entre 350 y 1.000m para los afloramientos grandes. Los de afloramientosresiduales suelen ser de unos pocos metros. La discor-dancia basal cierra a veces la suma de varias lagunasgeneradas en largo tiempo. La sedimentación comienzaen los paleovalles más profundos y es de tipo continentalneto, fosilizando un relieve juvenil (procedente sobretodo de tectónica de bloques); después se hace másextensiva, inundando amplias plataformas marinas convariable subsidencia (para reconstrucciones paleogeográ-ficas, ver págs. 773, 779, 786, 792). Por tanto, la existen-cia de un paleorrelieve previo a Pz6 implica diacronismode la base al rellenarse la cuenca; el techo de la sucesiónestá siempre erosionado, pero suponemos que en la partealta de la misma había comunicación generalizada entrelas cuencas regionales que ahora se estudian por separa-do. Hemos distinguido dos subconjuntos, Pz6-a (másprecoz, en el valle medio del Matachel) y Pz6-b (mástardío, en alrededores de Campillo, más al E); este se-gundo subconjunto procedería de una posición paleogeo-gráfica más suroriental, si se restituye el efecto de latranscurrencia del gran desgarre sinistral “Falla de Campi-llo” (págs. 775, 777, 858).

2.1.2.6.1. “SUBCONJUNTO PZ6-a”

Su sedimentación pudo comenzar en el Devónicoterminal o en el Tournaisiense, de acuerdo con la flora,microfauna y otros datos; terminó antes del final delViseense. Su área de referencia es el valle medio del

Matachel, donde aparece un extraño cuerpo ígneo estrati-forme, aparentemente “concordante” con la base delCarbonífero y que rompe con la estructura del BeturienseSuperior infrayacente. La hemos llamado informalmenteunidad H1o; es microcristalina, cataclástica y composicio-nalmente afín a una granito, probablemente intruida afavor de la superficie de discordancia. Distinguimoscuatro unidades con entidad propia de formaciones:

P H1 I: 20-150 m. Conglomerados gruesos inmaduros, conmatriz grauváquica, poligénica igual que los clastos. Aspectocaótico y pobre estratificación. Hacia techo se pasa a grauvacasy micrograuvacas, con lentejones conglomeráticos con cantosmenudos, redondeados, de cuarzo y cuarcitas. Rellena estaunidad, claramente continental, las partes más deprimidas delpaleorrelieve.

P H1 II: 15-300 m. Complejas ritmitas grauvaca/ micrograuvacay grauvaca/pelita. Hay secuencias turbidíticas de distalidadmedia. Junto a la base, pequeños lentejones de conglomerados ymicroconglomerados. Hacia techo, las grauvacas son más inma-duras y netamente vulcanoclásticas, a la vez que se les asocianflotados de restos vegetales.

P H1 III: 0-250 m visibles. Verdadero microcomplejo vulcano-sedimentario y volcánico. Multitud de cuerpos lenticulares.Dominan esquistos anquimetamórficos pero muy transformados,procedentes de ignimbritas ácidas e intermedias, y de posiblescoladas y efusiones subacuáticas básicas. Hay muchos materialespiroclásticos resedimentados en medio acuoso. Algunos nivelesporfiroides. Se han identificado términos riolíticos, riodacíticos,dacíticos y andesíticos, con posibles intrusiones diabásicassubvolcánicas. Hay una primera fase de predominio ácido, otrade intermedio a básico, y una réplica final semiabortada, ácida.

P H1 IV: 250-500 m conservados de pizarras moderadamentecarbonosas, muy monótonas, pelíticas, con niveles de micrograu-vacas. Esta unidad puede sustituir o incluir a la anterior cuandoésta se acuña. Marca el paso definitivo a medio marino, conpequeños lentejones carbonatados bioclásticos.

2.1.2.6.2. “SUBCONJUNTO PZ6-b”

Su sedimentación comenzaría más tarde que la dePz6-a, siendo intra-Viseense, y estando de momentorepresentados al menos el Viseense Superior y el Namu-riense A. Hay pues un solape temporal amplio. Creemosque la gran falla transcurrente sinistral de Campillo(dirección •120º) pone en actual vecindad Pz6-a (al SWde la falla, sólo marino en la parte media y alta) con Pz6-b(al NE de la falla, marino desde casi la base). Pz6-a ocupael valle medio del Matachel, y Pz6-b la región de Campi-llo, más al NE, con amplio desarrollo hacia el E, fueradel Sector. Simétricamente, en el extremo SW del Sectory fuera de zona se desarrolla la cuenca de Los Santos deMaimona, con sucesión más parecida a la de Pz6-b (Cam-pillo) que a la de Pz6-a (Matachel).

P H1 V: 150-200 m visibles, conservados, de una potenciaindudablemente mayor. Multitud de afloramientos residuales deescasa entidad. Es unidad compleja y variable que representa lamayor extensión de la cuenca, y que en el dominio de Pz6-aestaría erosionada o presente en facies que recuerdan al techo de


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H1 IV . Consta de conglomerados menudos, maduros en cuanto aclastos (en lentejones o canales), pelitas, micrograuvacas, algúnlentejón grauváquico y calizas grises lenticulares (bioclásticas oconstrucciones abortadas por emersiones o aportes). No se hapodido demostrar si algunos materiales aislados, volcanoclásti-cos o efusivos, pertenecen a Pz6-b.

Es aún pronto para interpretar el significado evoluti-vo y tectono-sedimentario de nuestro Carbonífero Infe-rior, intercalado geográficamente entre el del Surco dePedroches al NNE y el de la zona Sur-Portuguesa alSSW.

2.1.2.7. “CARBONÍFERO II” [PROBABLEWESTFALIENSE] (PZ7)

Conjunto tectonosedimentario de dudosa presenciaen nuestro sector, cuyos materiales se han estudiado porotros autores en sectores próximos, más al E.

Realmente, más que un conjunto tectonosedimenta-rio, se trata de un agrupamiento forzado de materiales,dispersos en afloramientos residuales, que, sin evidencias

paleontológicas, consideramos de edad westfaliense porcomparación con depósitos descritos en la cuencaBelmez-Peñarroya y en el Río Zújar, inmediatamente alSE de nuestro estudio (fundamentalmente WestfalienseB).

Nuestros afloramientos más importantes están en elSW, Centro-E y E del Sector. Dominan megabrechas,brechas, conglomerados y grauvacas, sin esquistosidad nipizarrosidad clara. El sustrato es variable (incluso Betu-riense) y la relación siempre es de discordancia. Ladeposición se intercala entre las fases hercínicas deplegamiento y los desgarres más tardíos. La génesis,continental, parece subsecuente a una importante tectó-nica de bloques generadora de relieves.

Por seguir la norma empleada en anteriores “conjun-tos”, aquí sólo distinguiríamos una unidad litoestratigrá-fica provisional “H2”, de hasta 250 m de espesor conser-vado, y por ahora sin posible definición formal (ver págs.802, 807, 809, 811).

2.1.3. MATERIALES POSTHERCÍNICOSNo hemos identificado en nuestro sector depósitos

cuya edad esté comprendida entre el posible Westfalien-se más alto que acabamos de reseñar, y la base de unMioceno continental de edad imprecisa. Hay unas bre-chas rojas horizontales que afloran residualmente envarios puntos, siempre a cota topográfica 420 m, y quepodrían tener cualquier edad posthercínica. Un posibleOligoceno (o Mioceno precoz), continental, podría estarrepresentado por arcosas lateríticas levemente removiliza-das, sobre granitos tardihercínicos del límite N de nuestroestudio.

Regionalmente hay una singular sucesión continental,tradicionalmente supuesta miocena, constituida funda-mentalmente por arcillas arenosas rojas, con estratifica-ción poco marcada, conocida como “Los Barros”. En labase suele presentar brechas del sustrato local fuertemen-te alterado. Fosiliza paleorrelieve y sólo alcanza unasdecenas de metros de espesor. Hay caliches dispersos.

Consideramos esta unidad procedente de la intensa

paleoalteración selectiva del sustrato, que respetaría lospaquetes cuarcíticos, en clima húmedo y cálido, condensa vegetación. El transporte sería corto, incluyendo elflujo en masa.

También, regionalmente, quedan amplios restos dediversos niveles de “rañas” (piedemontes extensos aso-ciados a relieves diferenciales persistentes, cuarcíticos,finiterciarios). El medio sería árido, con precipitacionesintensas aisladas. Presentan fuerte rubefacción. Las eda-des son “plio-cuaternarias”, sin más precisión.

Los depósitos cuaternarios continentales, de diversosciclos, no presentan singularidades que reseñar. Hay,sobre todo, grandes mantos de pedimentos y coluviones,y antiguos suelos, que han dificultado en modo extremoel presente estudio y que están siendo disecados por unared muy activa, de carácter torrencial, muy reciente. Hayvarios niveles de terrazas fluviales desarrollados, que enel borde N del sector son área fuente de incipientesdepósitos eólicos.


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2.2. OTROS ASPECTOS DE LA GEOLOGÍA REGIONAL.Tectónica y Metamorfismo Regional, Magmatismo y

Geomorfología, son aspectos que no hemos estudiado demodo sistemático y formal, pero que hemos tenido queconsiderar parcialmente, y a veces desarrollar por nues-

tros medios, para resolver la Estratigrafía y la HistoriaGeológica del Sector, debido a errores en los anteceden-tes, o a la misma ausencia de éstos.

2.2.1 RASGOS ESTRUCTURALES Y TECTONO-METAMORFISMO.Los datos y resultados que aportamos no proceden de

un análisis meso- y microestructural sistemático, sinofundamentalmente, de la lectura detallada de los mapasgeológicos que hemos realizado, y del estudio de lasdiscontinuidades, contrastando los procesos reflejadospor debajo y por encima de las mismas. Especial cuidadose ha puesto en el estudio de los clastos presentes en losconglomerados que sellan cada discordancia, en cuanto ametamorfismo y microdeformación previos a la disconti-nuidad. También se ha hecho un análisis estructural demuestras representativas de cada unidad litoestratigráfica,y masas ígneas, a la vez que el estudio petrográfico.Como resultados originales transcendentes destacamos:

1) “Ossa-Morena” es un fragmento de una bandareiteradamente móvil, que tiene deformación ymetamorfismos no sólo prehercínicos sino pre-cámbricos (véanse p.e., clastos incluidos en losconglomerados basales del Ordovícico y Cámbri-co), en contra de las opiniones “pan-hercinistas”.

2) “Ossa-Morena” tiene un zócalo precámbrico deorigen norafricano. Concluyó su aproximación alnúcleo de paleo-Iberia en el Cámbrico Superior,y a partir de ahí, su parte NE muestra coberteraiberotípica.

3) La “banda blastomilonítica Badajoz-Córdoba” esen sus aspectos genéticos fundamentales preher-cínica, ya que está fosilizada por Paleozoicoanquimetamórfico.

4) La paleoconexión de los Macizos Hespérico-Armoricano- Central Francés que se deduce denuestro trabajo es acorde con la de MATTE(1.968): Arco Galaico Astur- Montaña Negra, yno por la apertura del Cantábrico comúnmenteadmitida (págs. 1.147/ 1.151).

Queremos llamar la atención sobre varias figuras queexpresan otros conceptos nuevos o modificados:

S Pág. 853: confirmación del núcleo de “Hesperia”y del “Arco Ibérico” de LLOPIS.

S Pág. 856: corrección del esquema “panhercinista”de la Z.O.M. de BARD.

S Págs. 858/860/867/...:establecimiento de bloquesy unidades morfoestructurales en este sector de laZ.O.M..

S Pág. 876: modelo tectónico evolutivo para ladiscutida Sierra de Hornachos.

S Pág. 912: cuadro de procesos de deformación ysus edades relativas para cada conjunto de unida-des litoestratigráficas.

S Pág. 913: efectos locales de las orogenias y fasesde referencia.

S Pág. 1.044: esquema de etapas de metamorfismo/ unidades afectadas.

S Pág. 1.214: distribución esquemática actual delitofacies y espesores según las unidades mor-foestructurales establecidas.

Además, en el apéndice se muestra una batería decortes geológicos generales, distribuidos sobre la siluetaen planta, del sector estudiado.

Esquematizamos ahora las características de las “eta-pas” tectonometamórficas de la pág. 1.044:

* “ETAPA 0": Intrabeturiense. Mayoritariamente oblite-rada. Polifásica, bandeado tectónico, crenulacionessuperpuestas, granates polideformados, lineacionesde interferencia, discordancias mesoscópicas y carto-gráfica. Generación (al menos) de biotita y granate.

* “ETAPA 1": entre Beturiense Superior y “AlcudienseInferior”. Foliación, transposiciones, discordanciascartográfica y mesoscópica, multifásica. Generaríalocalmente las primeras estaurolitas y distenas (yquizás sillimanitas).

* “ETAPA 2": entre la base del “Alcudiense Superior” yel “Cámbrico Medio” (fases cadomienses). Dos dis-cordancias cartográficas, procesos de flujo cataclásti-co, milonitizaciones, transposiciones. Es la fase más


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intensa en algunas estructuras (estaurolita-andalucitay distena-sillimanita). Asociamos esta etapa al proce-so de colisión del “paleo-terrane”de Ossa-Morena(norafricano) con la protoplaca “paleo-ibérica”.

* “ETAPA 3": desde el Cámbrico Medio hasta el Devó-nico Medio. Fase inicial mesocámbrica de fin decolisión. Fase ordovícica de generación de un“horst”/ umbral central en la Z.O.M.: estructuracióny comienzo de la exhumación de una “banda blastomi-lonítica”, que hará a partir del Ordovícico de diviso-ria de cuenca. Después, importante fase de plega-miento local, mesodevónica (hasta este trabajo inédi-ta, aunque coincidente con la laguna de PUSCH-MANN, 1.967), seguida de fuerte erosión.

Etapa multifásica local, con retromorfismo dedistena a moscovita, y de biotita a clorita. En lasbandas de más intensa deformación hay claras esquis-tosidades, cataclasis, milonitización, y estructurasmullionares como en la “Cuarcita Armoricana” de laSierra de Hornachos, cabalgada desde el SW por elPrecámbrico del valle medio del Matachel.

* “ETAPA 4": hercínica típica, entre el Devónico Supe-rior y el Estefaniense; al menos una fase de tectónicade bloques pre-viseense, una de plegamiento genera-

lizada pre-westfaliense, y otra de bloques confusa,probablemente intra-westfaliense. Las deformacionesgeneradas son fundamentalmente homoaxiales conlas precedentes (incluso las pre-hercínicas), resultan-do estructuras predominantemente lineales en lugarde interferencias cruzadas. En los niveles tectonome-tamórficos más profundos exhumados hasta ahora sealcanzaría la neoformación de biotita. En el sustratopre-Ordovícico hay retromorfismo generalizado.

* “ETAPA 5": hercínica tardía, representada sobre todopor grandes desgarres sinistrales •120º, que se suma-rían a otros precedentes, o que aprovecharían, reju-gando y modificándolas, fracturas previas. Posterior-mente se genera otro sistema sinistral, con menordesarrollo, casi perpendicular (dir. •40º), que puedereactivarse incluso en sismos actuales (Falla de Alan-ge). Esta etapa es postmetamórfica, aunque coincidecon un plutonismo intenso que genera diversos tiposde aureolas.

El estudio, parcial o sistemático, del metamorfismodinámico o dinamotérmico de la región, lo siguen hacien-do (en 1.984) diversos autores que comentamos en eltexto.

2.2.2. ASPECTOS PETROLÓGICOS

Aunque nuestro trabajo ha sido fundamentalmente deexploración, Cartografía Geológica y Estratigrafía Regio-nal, es obvio que requería un estudio petrológico mínimopara conseguir esos fines. La parte más importante dePetrografía y Petrogénesis se debe a aquellos especialis-tas que citamos en “Agradecimientos”. Resumimosesquemáticamente, a continuación, los resultados másimportantes que hemos obtenido personalmente:

2.2.2.1. PLUTONISMO

Los materiales plutónicos y asociados se han estudia-do en campo, atendiendo a los siguientes aspectos:

S Inventario de cuerpos plutónicos aflorantes o subaflo-rantes. Se han encontrado algunos no citados ni carto-grafiados previamente, incluso de varios km2 desuperficie.

S Cartografía a E•1:30.000. Geometría visible y dedu-cible (tamaño, forma, situación estructural, forma dela parte ya erosionada, ...)

S Tipos de contacto con las rocas de caja y con sedi-mentos posteriores.

S Acotaciones de la cronología relativa de intrusionespor las edades de las rocas de caja y de los sedimen-tos fosilizantes.

S Zonaciones a escala cartográfica. Grandes estructurasprimarias.

S Aureolas y sus efectos diferenciales en cada litologíade caja. Geometría. En su caso, cataclasis asociada ala intrusión.

S Cortejos filonianos

S Procesos de deformación comparativos con las rocasde caja, o con depósitos posteriores en contacto o nocon la roca plutónica.

No hay aquí espacio para describir los plutones másimportantes de acuerdo con los anteriores parámetros. Sehace en orden cronológico a partir de la pág. 1045. En lapág. 1.046 se muestran gráficamente los materiales másmodernos a que afecta cada plutonismo. En la pág. 1047la distribución regional por edades:

El plutonismo está presente en casi toda la HistoriaGeológica local. Podemos definir cinco etapas multiepi-sódicas:


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* “ARCAICA?, PREBETURIENSE”. Hipotética. Generaríagranitos ricos en Al y K, que constituirían el zócalodel Beturiense. Este zócalo, removilizado, ascenderíamás tarde con un mecanismo del tipo “diapírico”hasta constituir un “domo gneísico” como los dealgunos “cinturones de rocas verdes”. Sería pues elprotolito remoto de nuestra unidad P1.

* “BETURIENSE” S.L. (“PRE-CADOMIENSE”). Mal defi-nida, englobaría múltiples procesos de emplazamien-to, de diferente quimismo, cuyo resultado principalserían los granitoides y cuerpos gneisificados lacolíti-cos, con elementos subvolcánicos estratiformes aso-ciados, que caracterizan el Beturiense.

* “CADOMIENSE” S.L., con plutonismo escasamenteaflorante, pero ligado al intenso vulcanismo “pre-cámbrico terminal” (p.e. plutón fragmentado deOllita-Guijos/ Ahillones, extremo S del sector, pág.980). Llegaría casi hasta el Cámbrico Medio, y estáasociada a la última etapa de aproximación del terra-ne de Ossa-Morena a paleo-Iberia.

* “CALEDÓNICA”, sin evidencias superficiales segurasdentro del sector (probables en el tercio NE, dondeclaramente se pone de manifiesto por el vulcanismoalcalino de las fosas del “Ordovícico Basal”). Más alSEE, fuera del sector, llegan a aflorar esos plutonesen que se enraízan las vulcanitas. Sería el momentode la consolidación de la sutura y comienzo de es-tructuración de la “banda Badajoz-Córdoba”.

* “HERCÍNICA” S.L., la más patente y generalizada.Cinco episodios sucesivos que pueden solapar crono-lógicamente por la heterogeneidad del sector. Nocabe resumirlos aquí (págs. 1.052 ...). Son los si-guientes:

N Hz0: Preorogénico, intraviseense

N Hz1: Sinorogénico, namuriense-westfalienseinferior?

N Hz2: Tardiorogénico, intrawestfaliense s.l.

N Hz3: Postumorogénico, westfaliense superior +westfaliense-estefaniense + estefaniense p.p.

N Hz4: Postorogénico, fuera del sector, al SW, intra-pérmico.

A Hz3 correspondería el gran complejo batolítico deLos Pedroches, diacrónico, que constituye el límite NEdel Sector, y de la Z.O.M. en cuanto a sustrato precám-brico; se encaja en una gran sinforma hercínica, quecorresponde a un persistente surco paleozoico, que a suvez se desarrolló sobre la línea de sutura de la paleoplacade Ossa-Morena con la paleoplaca ibérica.

2.2.2.2. VULCANISMO

Todas las grandes unidades tectonosedimentarias quehemos propuesto, excepto la última westfaliense (Pz7),reflejan episodios volcánicos (págs. 938, 963, 964), aveces con depósitos estratiformes, y casi siempre con ungrado de transformación importante por procesos meta-mórficos, muy complejos e intensos en los materiales másantiguos, donde se requieren técnicas muy especializadaspara demostrar el carácter volcánico y el quimismo ini-cial. Las descripciones esquemáticas ya se han hecho en“Estratigrafía”. Entre las grandes etapas volcánicas de laHistoria Geológica local destacamos las asociadas a:

* BETURIENSE INFERIOR (problemática reconstrucciónde características). Pág. 396.

* BETURIENSE SUPERIOR (unidad P5, etapa distensiva).Pág. 425.

* ALCUDIENSE INFERIOR BASAL (vulcanodetríticos deorigen externo). Págs. 474, 479, 501.

* PRECÁMBRICO TERMINAL (+CÁMBRICO INFERIOR):etapa colisional, dos quimismos. Págs. 538, 553, 568.

* ORDOVÍCICO BASAL (postcolisional precoz, ácido).Pág. 615.

* VISEENSE (sinorogénico, calcoalcalino). Págs. 773,786.

No hemos encontrado evidencias locales del vulcanis-mo silúrico, tan frecuente, salvo la composición de lasampelitas que refleja aportes vulcanodetríticos finos ylejanos.

Se plantean aquí las bases para trabajos especializa-dos que establezcan el marco geodinámico que insinua-mos para cada vulcanismo.

2.2.2.3. METAMORFISMO

El metamorfismo regional es objeto de estudio simul-táneo al nuestro por parte de numerosos autores. Nuestraaportación es descriptiva, local, y relacionada con laEstratigrafía (p.e. pág. 1.003). Para el metamorfismo concomponente dinámica, ya hemos adelantado los principa-les resultados al describir rasgos estructurales y tectono-metamorfismo.

En cuanto al metamorfismo de contacto, tanto hercí-nico como pre-hercínico, nos hemos limitado a describirlas aureolas y otros efectos en términos de campo, po-niendo especial cuidado en precisar las edades mínimasde las intrusiones en función de los materiales más jóve-nes a los que afectan (pág. 1.046).


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Dejamos para especialistas el estudio de las aureolas,incluidos los procesos cataclásticos de techo de intrusio-nes, que hemos detectado.

2.2.2.4. COMPLEJOS FILONIANOS

Hay una gran variedad, con cualquier criterio que seutilice: edad, quimismo, geometría, proceso magmáticogenerador, estructura y proceso tectónico asociado, etc...(pág. 1.082).

En nuestro trabajo hacemos una descripción elemen-tal, con el indispensable apoyo petrográfico (págs. 1.081y siguientes). Destacamos entre los hallazgos más impor-tantes por su magnitud y significado geodinámico, undique de rocas ultrabásicas transformadas y serpentiniza-das, que se encaja en el núcleo de la “banda Badajoz-

Córdoba”, concordante en dirección con la misma, deprobable edad cadomiense, con más de 20 km de longitudy hasta 200 m de espesor. También describimos doscomplejos filonianos en el flanco NNE de la citada “ban-da” (valle medio del Matachel), uno básico y otro ácido,tardihercínicos (afectan conjuntamente al Beturiense y alViseense), con desarrollo longitudinal multikilométrico yespesores de más de 100 m en algunos filones (todossubverticales y también concordantes con las directricesregionales de las rocas de caja).

En el área centro-oriental del sector estudiado, desta-camos una estructura casi radial de diques de cuarzo conwolfram, que junto con una aureola reflejan la existencia,subaflorante, de una apófisis plutónica. (Mina San Nico-lás, W de Valle de la Serena).

2.2.3. ASPECTOS MORFOESTRUCTURALES La Geomorfología del Sector Estudiado sólo estaba

esbozada, pero no ha sido objetivo de nuestro trabajo.Utilizamos ampliamente el concepto de “Unidades Mor-foestructurales” desarrollado por nuestro primer directorde Tesis, en que se ve la interacción de estructura-litología-geomorfología.

Así, hemos definido “Unidades Morfoestructurales”de distinto rango (págs. 858 y siguientes), casi todasalargadas y con dirección aproximada 120º, relacionadascon las adyacentes por fracturas importantes. Cada uni-

dad muestra un fragmento propio de la sucesión general,una estructuración tectónica interna peculiar, un magma-tismo propio, un “nivel estructural” aflorante distinto, unageomorfología y hasta un paisaje particulares, lo que enconjunto sirve para la distinción global respecto a lasunidades adyacentes.

Hemos establecido cuatro unidades de rango superior(A, B, C, D), dividas en doce subunidades de segundacategoría, y éstas a su vez en un total de cincuenta unida-des elementales menores.

PALABRAS-CLAVEN España - Península Ibérica - Macizo Hespérico - Macizo Ibérico - Zona de Ossa-Morena.

N Geología Regional - Estratigrafía - Estratigrafía Regional - Historia Geológica

N Magmatismo Regional - Tectónica Regional - Cartografía Geológica

N Precámbrico - Proterozoico - Paleozoico

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Resumen Tesis Herranz Espa - webs.ucm.eswebs.ucm.es/centros/cont/descargas/documento39582.pdf · 1 1. PRESENTACIÓN “SEMINARIOS DE ESTRATIGRAFÍA- Serie Mono-grafías” es una