Cuaderno Lab. Xeolóxico de Laxe Coruña. 1994. Vol. 19, pp. 175-190

Evolución y estructuras alpinas en la zona del centro peninsular

Alpine structure and evolution of central

DE VICENTE, G.; GONZÁLEZ CASADO,]. M.; CALVO,]. P.; MUÑOZ MARTÍN, A.; GINER,]. ; RODRÍGUEZ PASCUA, M.

In this paper we propose a model of tectonic and sedimentary evolution of the Spanish Central System, Toledo Mountains, Iberian - Altomira Ranges and Basin during the CenozoiCo This model hase been established from the analysis of: balanced cross sections, macro and microstructural data (analysis of brittle deformation) and the sedimentary record of Madrid Basin. These structural units, have been evolved during the Neogene, under the stress fields transmitted from the active Iberian Plate borders, the Betic and the . The superposition ofthese two regional stress tensors produces locally the «Altomira» stress field. The evolution and superposition of these regional stress fields is a gradual and long term process. Key words: Central , alpine evolution, stress fields, alpine structures.

De Vicente, G.; Muñoz Martín, A.; Giner,].; Rodríguez Pascua, M. (Dpto. Geodinámica F. C. Geológicas U niv. Complutense. Madrid 28040). González Casado,]. M. (Dpto. Q. A. Geología Univ. Autónoma. Madrid 28049). Calvo,]. P. (Dpto. Pettología F. C. Geológicas Univ. Complutense. Madrid 28040). 176 De Vicente, et al. eVAD. LAB. XEOL. LAXE 19 (1994)

1. INTRODUCCION y OBJETIVOS tera sin y post-tectónica, formada por sedi­ mentos neógenos y cuaternarios, proceden­ En el centro de la Península Ibérica se tes en gran parte de la erosión de las unidades localizan una serie de estructuras tectónicas anteriores. que han evolucionado a lo largo del Tercia­ En este trabajo se establecerá un marco rio de una forma compleja. En este trabajo se general de la evolución de las deformaciones estudia la evolución de la cuenca sedimenta­ alpinas en el centro peninsular. Con este ria de Madrid y de las tres cadenas objetivo, se tendrán en cuenta tres tipos de intracrátonicas que la limitan (Sistema Cen­ datos: tral, y Rama Castellana 1 - Análisis Microestructural. Utilizan­ de la Ibérica - Sierra de Altomira). do los resultados de numerosos trabajos de Estas cadenas montañosas tienen estilos análisis poblacional de fallas (DE VICEN­ tectónicos ligeramente diferentes (fig. 1). TE, 1988; CAPOTE et at., 1990; DE VI­ Estas estructuras son el resultado de la ac­ CENTE Y GONZÁLEZ CASADO, 1991; tuación de campos de esfuerzos recientes, SÁNCHEZ SERRANO et at., 1993; que evolucionaron en varias etapas o «fases» MUÑOZMARTÍN, 1993; GINER, 1993; durante el Terciario (deformaciones alpinas). RODRÍGUEZ PASCUA, 1993, etc.) reali­ La edad y la cinemática de las fallas activas zados en la región, que determinan la orien­ en cada una de estas alineaciones montaño­ tación y forma de los elipsoides de esfuerzo sas es diferente. Esto es debido a que estas y deformación mediante los parámetros estructuras se formaron como respuesta a las R [( 2 - 3) / ( 1 - 3)} Y K (e/ eJ sucesivas orientaciones de los campos de esfuerzos que se transmitieron desde los 2 - Análisis Macroestructural. Mediante bordes de la Placa Ibérica hacia su interior, la construcción de cortes compensados y la cartografía de los accidentes mayores. durante el proceso de acercamiento y des­ plazamiento lateral entre las placas Euro­ 3 - Correlación entre las deformaciones pea, Ibérica y Africana que tiene lugar du­ deducidas y el relleno sedimentario de la rante el Terciario. Cuenca de Madrid (CALVO etat., 1991;DE Una característica importante de este VICENTE et ato (a), en prensa). conjunto de cadenas es que pueden consi­ derarse en parte como un doble antepaís 2. CARACTERISTICAS ESTRUCTU­ deformado, dada su relación con las defor­ RALES DE LAS CADENAS INTERME­ maciones «pirenaicas» y «béticas». DIAS DEL CENTRO PENINSULAR Desde un punto de vista geológico, esta región se encuentra constituida por un zó• 2.1. El Español (SCE) calo metamórfico-granítico hercínico; una cobertera pre-tectónica, formada por sedi­ El SCE es una cadena alargada según una mentos mesozoicos que se adelgazan late­ directriz principal NE-SO, aunque en su ralmente desde el Este hacia el Oeste (lle­ extremo occidental () y en gando a desaparecer a la altura del meridiano algunos tramos (Zona de Sepúlveda) puede de Madrid), y un conjunto de sedimentos presentar una dirección E-O. Alcanza una paleógenos. Por ultimo, aparece una cober- altura máxima de 2400 metros sobre los n ·...... _-, .... \ ...... e ~ ··~~-'~~l c::o ¡;: o tp @ f t-' ~>- ~¿J ( ~ '-D- '-D- ~

MADRID @

CUENCA DE

MADRID t"r:I l ~, CENOZOICO '-.¿ o ~ ~ ~ t:~?:".·l MESOZOICO ¡:¡ '"c, DJ PALEOZOICO ~'" o 50Kin ~. • • >-' ---l ---l Fig. 1. Mapa geológico simplificado del interior de la Península Ibérica. 178 De Vicente, et al. eVAD. LAB. XEOL. LAXE 19 (1994) sedimentos de las cuencas terciarias situadas (fallas inversas y desgarres). Localmente al Norte y al Sur del mismo (Cuencas del aparecen fenómenos de extrusión, con lo que Duero y del Tajo). La existencia de estructu­ se pueden observar direcciones de transpor­ ras alpinas compresivas fue puesta de ma­ te tectónico perpendiculares a las generales nifiesto inicialmente por BIROT y SOLÉ de la cadena (NO ó SE). SABARÍS (1954). RACERO (1988) mos­ La mayor parte de las fallas observadas tró, mediante un perfil sísmico, la magni­ pueden explicarse con este único tensor, que tud y la geometría en profundidad de la falla presenta una dirección de máximo acorta­ inversa del borde Sur del SCE. Las direcciones miento horizontal muy constante según de estas fallas inversas y cabalgamientos son N155E; excepto en los extremos del SCE, generalmente paralelas al eje largo de la donde varía entre N-S y N20E. cadena (N60E), llegando a superponer el Los datos macroestructurales, sísmicos basamento hercínico y la cobertera (QUEROL, 1989) y gravimétricos (BABÍN pretectónica sobre los materiales terciarios, et al., 1993; BERGAMÍN y TEJERO, este sin que aparezcan despegues significativos volumen) existentes permiten inferir que la (como los supuestos por BANKS y geometría del SCE en sección transversal es WARBURTON, 1991). de un «pop-up» de escala cortical (fig. 2) El acortamiento horizontal ligado a las (VEGASetal., 1990; RIBEIRO etal. , 1990; fallas inversas se compensa lateralmente DE VICENTE y GONZÁLEZ CASADO, mediante fallas en dirección (fallas de trans­ 1991). En la sección mostrada en la figura 2, ferencia), con direcciones N140E (dextrosas) el acortamiento total calculado es del orden y N10-20E (sinestrosas) (DE VICENTE Y del 22%, en otras secciones donde se han GONZÁLEZ CASADO, 1991). realizado construcciones y cálculos seme­ El análisis poblacional de fallas, muestra jantes, la geometría y valores de acortamiento la existencia mayoritaria de dos familias de obtenidos son similares. fallas: inversas (buzamientos bajos del plano Este «pop-up» presenta una doble de falla y cabeceos altos de la estría de vergencia, hacia el NO en el borde septen­ deslizamiento, R = 0.3 y K =-1.07) y los trional y hacia el SE en el borde meridional desgarres (buzamientos altos y cabeceos del Sistema Central. En detalle, en la zona bajos, R = 0.46 y K = 26.5). Las fallas con meridional se observan tres «pop-up» me­ cabeceos intermedios no son tan numerosas, nores, que en conjunto forman una serie de no obstante, estas últimas (en concreto las de anticlinales laxos separados por sinclinales tipo desgarre inverso) presentan un carácter apretados. Su longitud oscila entre 5 y 10 de neoformación respecto al tensor de es­ Km. La estructura de la zona septentrional fuerzos deducido. Al contrario, las primeras es distinta, apreciándose una serie de ca­ (inversas y desgarres puros) aparecen como balgamientos imbricados vergentes hacia el reactivadas. De aquí se puede deducir que, NO y espaciados entre 8 y 2 Km. De este probablemente, el tensor de esfuerzos «re­ modo, el Macizo de Honrubia podría con­ gional» es de tipo direccional - inverso (R = siderarse como un antepaís deformado rela­ 0.6), aunque la mayor parte de la deforma­ tivo al SCE (s.s.). ción se acomoda reactivando fallas previas Las características estructurales de la sec­ que corresponden a dos tensores uniaxiales ción estudiada en la figura 2, sugieren la ESTRUCTURA ALPINA DEL SISTEMA CENTRAL ESPAÑOL 8 > ~ t-< ~ N S ~

FALlA BORDE ~ NORIE S.C.E.

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'O'"' -. ~ ~ 10 ------..L.'___ . ...L __'_ .L_? ~ 12 :> 1~ ? -1? ? ~ 16 18 l2D 22 ~ CUENCA DEL ./) DUERO ~"i' ~DE ~. --~/> " ~ .. " '- +N " .. ':;'~ o 10 Km I ..J ¡¡¡-~ o ICX:AI lImMIOIIACM ~ 1&CWIIO POIT·TiC'lONICO ~. ~ OIAHITOI HDQNICOI cm 1aaMIO rntICfONICO "~, ,,~~":: 1IQW1OIIDAD 8 QltACICO IUl'DtOI

-d 1IIAI1CC).,"1MItCO '""~ "" ZO~CIZALI.A /MLI.A ~ 0_ ORDEN) ~ ~ ,/ ...... (Z' 01DElO ~

<-,~ ~ CUENCA DE ~ MADRID ~. ~ o '" Km 1-----1 ,.... -..-J Fig. 2. A) Corte geológico del Sistema Central Español. B) Esquema estructural. Modificado de De Vicente el al. (b), en prensa. Las velocidades \O sísmicas por debajo del SCE de Suriñach, 1988. 180 De Vicente, et al. eVAD. LAB. XEOL. LAXE 19 (1994) probable existencia de dos «decolléments» tados. Por el contrario, las zonas donde a distintas profundidades. El despegue más abundan esquistos y pizarras favorecen el profundo se situaría entre los 10-12 Km por desarrollo de sistemas de cabalgamientos debajo del nivel del mar. En este caso, otros imbricados (Zona de Tamajón, Sánchez Se­ mecanismos de compensación de la defor­ rrano et al., 1993; Babín et al., 1993). mación en profundidad, tales como el El SCE queda limitado hacia el este por engrosamiento de la corteza, pueden no la Cuenca de Almazán y la Rama Castellana hacer necesaria la presencia de tal despegue. de la Cordillera Ibérica que, como veremos, En la zona septentrional resulta necesa­ consta principalmente de estructuras di­ ria la existencia de un despegue situado a 4 reccionales transpresivas y transtensivas, con Km. de profundidad para explicar los ca­ un sentido de movimiento general dextroso. balgamientos imbricados existentes en esa En el SCE hay tres grandes fallas alpinas zona. En este área predominan las rocas direccionales de orden mayor. Son, de Este a esquistosas hercínicas, teniendo la Oeste, la falla de Somosierra - )arama, la esquistosidad casi siempre un ligero buza­ falla de Herradón - Casillas (Ubanell, 1983), miento hacia el SE, excepto en las proxi­ que separa dos zonas de direcciones de fallas midades de los cabalgamientos alpinos. Las inversas distintas (al este N60E yal oeste porciones de basamento despegadas a nivel N90E) y lafalladel)erte (o de Plasencia). El cortical se comportan como una «coberte­ sentido de movimiento es sinestroso para ra» por encima del «decollément» septen­ estas tres fallas, al contrario que el deducido trional, formando pliegues de propagación en la Rama Castellana de la Cordillera Ibé- de falla tanto en la cobertera mesozoica nca. como en el basamento hercínico. Debido a la presencia de cobertera en la Dado el paralelismo entre las foliaciones Rama Castellana de la Cordillera Ibérica, el hercínicas y los planos de despegue alpinos, movimiento de las fallas direccionales pro­ así como la existencia de fallas inversas a duce estructuras en flor positiva y negativa. favor de la foliación hercínica, pensamos que Por el contrario, en las tres fallas descritas, la muchos de los planos de discontinuidad ausencia de cobertera nos permite observar hercínicos son reactivados como planos de la geometría de las estructuras direccionales fallas inversas y cabalgamientos durante la en profundidad, que suelen presentarse como deformación alpina. Esta idea concuerda una única falla. con los resultados del análisis poblacional de A lo largo de las fallas direccionales se fallas, ya que la mayor parte de los planos encuentran abundantes ejemplos de fenó• activos han sido reactivados. menos transtensivos y transpresivos, gene­ La presencia de un mayor o menor numero ralmente cuencas «pull apart» y bloques de planos de discontinuidad hercínicos po­ elevados (<

NW-SE. Hay numerosos ejemplos de es­ tándose como un borde pasivo para las uni­ tructuras en flor positiva y negativa, dades sedimentarias del Mioceno medio y «duplex» direccionales y pequeñas cuencas supenor. asociadas (RODRÍGUEZ PASCUA, 1993). Recientemente, MUÑOZ MARTÍN et La Sierra de Altomira separa la Cuenca al. (este volumen) han demostrado que el de Madrid de la Cuenca de Loranca (o De­ emplazamiento de la Sierra de Altomira es el presión Intermedia), mediante un estrecho resultado de la superposición en el espacio y conjunto de cabalgamientos imbricados de en el tiempo de dos campos de esfuerzos dirección N -S y vergencia hacia el oeste. En relacionados con la estructuración de la Cor­ el sur, estas estructuras pasan gradualmente dillera Ibérica (fase C2 de SIMÓN GÓMEZ, a otras de orientación NO-SE. En su extre­ 1984) y del Sistema Central (fase mo septentrional, y debido a la inmersión «Guadarrama», CAPOTE et al., 1990). De hacia el norte de la Sierra de Altomira por este modo, se produciría una extrusión hacia debajo de los sedimentos sin y post tectónicos el oeste dentro de un acortamiento genera­ terciarios, las cuencas de Loranca y Madrid lizado N -S. La presencia del límite de se­ aparecen conectadas. dimentación de las facies evaporíticas del Los datos disponibles de análisis Triásico, condiciona la localización geográ­ microestructural indican la presencia de, fica de este proceso. El basamento hercínico por lo menos, dos campos de esfuerzos no se ve envuelto en la extrusión, y la compresivos. El más antiguo (Oligoceno­ deformación se acomoda fundamentalmen­ Mioceno inferior) presenta un abanico en las te mediante fallas en dirección, tal y como se direcciones de máximo acortamiento hori­ observa en los perfiles sísmicos realizados en zontal, entre N60E y N110E desde el borde el borde oriental de la Cuenca del Tajo. SO de la Rama Castellana hasta la Sierra de Altomira. Este tensor produce fundamen­ 3. EL RELLENO SEDIMENTARIO talmente fallas de neoformación en materiales DE LA CUENCA DE MADRID mesozoicos y paleógenos, moviendo fallas inversas N140E aN -S, yun abanico de fallas La Cuenca de Madrid presenta un relleno direccionales acompañantes. El tensor más con una sucesión de sedimentos terciarios de moderno (Aragoniense medio - Mioceno potencias entre los 2000 y los 3500 m. Los superior) presenta unas orientaciones mucho materiales neógenos son disconformes sobre más constantes (acortamiento N155E), las formaciones cretácicas y/o paleógenas en produciendo fallas de neoformación en ma­ los bordes de la Cuenca. En la parte central, teriales neógenos y reactivando fallas previas el contacto aparece conforme en los perfiles como direccionales. sísmicos (QUE ROL, 1989). Este último campo de esfuerzos estaría Durante la mayor parte del Mioceno, directamente relacionado con el deducido esta cuenca estaba ocupada por lagos y sis­ para el Sistema Central, y sería el responsable temas aluviales periféricos asociados, lo que de las estructuras direccionales presentes en definía un diseño concéntrico en la distri­ la Rama Castellana. La Sierra de Altomira bución de las facies. Este diseño es caracte­ no sufre una deformación significativa du­ rístico de las denominadas Unidad Inferior rante la actuación de este tensor, compor- y Unidad Intermedia del Mioceno eUAD. LAB. XEOL. LAXE 19 (1994) Evolución y estructuras alpinas 183

(ALBERDI et al., 1984). Las diferencias entre muy distinta de las dos unidades anteriores, estas dos unidades (naturaleza, extensión y relacionándose probablemente con el trán­ distribución de los abanicos aluviales o de sito a un régimen más extensivo a partir del los sistemas fluviales distributarios) indican Vallesiense superior. una actividad tectónica distinta en los bor­ Finalmente, los sedimentos pliocenos, des de la cuenca durante su depósito poco representados en la cuenca, muestran (ALONSO ZARZA et al., 1993). Este hecho una distribución similar a la de la Unidad aparece muy claro en relación con el Sistema Superior. Central y la Sierra de Altomira. En esta última cadena los abanicos aluviales se de­ 4. RELACIONES TECTONICA - SE­ sarrollaron durante el Mioceno inferior, DIMENTACION dando lugar a un secuencia de relleno clástico grano y estrato - decreciente. Unificando los resultados del análisis Durante el Mioceno medio, los sistemas estructural de las deformaciones alpinas en lacustres se disponen en «on lap» sobre la las cadenas intermedias del centro peninsu­ Sierra de Altomira, lo que sugiere que este lar con las pautas de relleno de la Cuenca de borde no era tectónicamente activo durante Madrid, se pueden establecer la siguiente este periodo. La situación contraria aparece pauta de evolución tectono-sedimentaria: en el borde norte de la cuenca (SCE), donde A) Durante el Oligoceno superior y el se desarrolla un importante sistema de aba­ Mioceno inferior (fig. 3A), el Sistema Cen­ nicos aluviales progradantes durante el tral era poco activo. En el limite NE de la Mioceno medio (Calvo et al., 1989). Dentro cuenca, el emplazamiento del borde SO de la de la Unidad Intermedia se reconocen dos Rama Castellana y de la Sierra de Altomira secuencias menores. La secuencia inferior, dio lugar a un acortamiento horizontal esta más relacionada con el emplazamiento máximo entre N70E y N120E. En la parte del Sistema Central, ya que son dominantes central de la Cuenca de Madrid, la distri­ los sistemas de abanicos aluviales con ápices bución de facies de la Unidad Inferior del situados en esta cadena. Por el contrario, Mioceno, aparece controlada por fallas en para la secuencia superior de la Unidad dirección N140E (RODRÍGUEZ Intermedia, la Rama Castellana de Cordillera ARANDA,1990). Ibérica parece tener una mayor actividad B) Durante el Mioceno medio (fig. 3B) la que el Sistema Central (ALONSO ZARZA distribución de facies de la Unidad Inter­ et al., 1990), lo que indicaría un tránsito media esta íntimamente relacionada con el gradual en el tiempo de las estructuras levantamiento del Sistema Central, como compresivas en el Sistema Central a direc­ resultado de una compresión N155E. Los cionales en la Rama Castellana de Cordillera depósitos sedimentarios de la Unidad In­ Ibérica. termedia se sitúan en «on lap» sobre la La Unidad Superior del Mioceno esta Sierra de Altomira, lo que sugiere que este formada por depósitos terrígenos fluviales y borde era inactivo tectónicamente en este carbonatos lacustres poco profundos, que período. Desde el punto de vista mecánico, ocuparon la parte central y oriental de la las poblaciones de fallas originadas en este cuenca. La distribución de facies resulta período son claramente más jóvenes que las 184 De Vicente, et al. eVAD. LAB. XEOL. LAXE 19 (1994)

A) OLIGOCENO SUPERIOR B) MIOCENO MEDIO

LEYENDA

~ CABALGAMIENTO ~ DESGARRE ...... FALLA NORMAL r -...... FALLA NORMAL - DIRECCIONAL TRAZA DE PLIEGUE --- PALEOESFUERZO COMPRESIVO -- COMPRESION REGIONAL fJJ- ABANICO ALUVIAL C) MIOCENO SUPERIOR O...... LLANURA ALUVIAL O 50 Km @~ ~ SISTEMA lACUSTRE I I /' CURSO FLUVIAL Fig. 3. Relaciones tectonosedimentarias para: A) Oligoceno superior, B) Mioceno medio, e) Mioceno superior. Modificado de De Vicente et al. (a), en prensa. relacionadas con el emplazamiento del bor­ intensidad gradualmente con el tiempo, con de SO de la Rama Castellana y de la Sierra de lo que se formaron fallas direccionales y Altomira (MUÑOZ MARTÍN, 1993). normal-direccionales durante el Mioceno C) Durante el Mioceno superior, (fig. superior y el Plioceno. Las fallas que afectan 3C) el régimen compresivo generalizado a sedimentos cuaternarios son mayoritaria­ cambió a otro predominantemente extensivo. mente normales (GINER, 1993). De esta forma se produjo un cambio en las pautas de sedimentación de la Cuenca de 5. DISCUSION y CONCLUSIONES Madrid, que cambio de endorreica a exorreica. El proceso extensivo aumento en Durante el proceso de convergencia y A) EOCENO - MIOCENO INFERIOR B) MIOCENO MEDIO ~~ /.,~ ~ ~ g N ~ /-> § I ,1' 'dj<::::;- ...... , \D ...... - &J \D ...... ~... ,,/'{ ~ j..~'¡_...... ',,"- :J=---~ ~...... ~>- .... "'. JIIf!./'(. /~ /1 >." 'f-'-- / ...... "'" ~ "',

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~ CMALCMMIENTO -.. FW.EOESFUERZO <-,~ t OCMPRESIVO o 200 Km ¡:, ____ DESGARRE ....,. -i-...... NSION RACIAl ¡s. ~ C) MIOCENO SUPERIOR - CUATERNARIO ,..... (Xl VI Fig.4. Evolución cinemática y estructuras asociadas del centro peninsular. A) Eoceno-Mioceno inferior, B) Mioceno medio, C) Mioceno superior- Cuaternario. Modificado de varios autores. 186 De Vicente, et al. eVAD. LAB. XEOL. LAXE 19 (1994) desplazamiento lateral entre las placas Eu­ actuación de la fase anterior y de la ropea, Ibérica y Africana, los esfuerzos pro­ Guadarrama durante el Oligoceno superior ducidos en los bordes activos (Pirineos y - Mioceno inferior. Su distribución espacial Béticas) se transmitieron hacia el interior es muy limitada y se encuentra equidistante peninsular con marcadas inhomogeneidades de los frentes y diacronías. La Cordillera Ibérica, la Sierra de los orógenos Pirenaico y Bético. Cabe de la Demanda y la Cordillera Cantábrica destacar que es el único cinturón de cabalga­ aparecen claramente relacionadas con la mientos alpinos N -S en la Península Ibérica deformación pirenaica y la subducción in­ (fig.4A). cipiente en el margen cantábrico (BOILLOT - FASE GUADARRAMA (BETICA): etal., 1988; CASAS 1990; GUIMERÁetal. Es la responsable de la mayor parte de las 1990 y ALONSO Y PULGAR, 1993). Por deformaciones alpinas dentro del Macizo el contrario, el Sistema Central, los Montes Hespérico, dando lugar a una serie de de Toledo, las Cadenas Portuguesas alineaciones montañosas intracratónicas de (Arrábida, Sintra y Ponsul) y , direcciones NE-SO y E-O que implican al lo están con el orógeno bético (RIBEIRO et basamento (fig. 4B). La cadena que presenta al., 1990; DE VICENTE et al. 1991 y mayores saltos en las fallas inversas del in­ LINDO et al., en prensa). terior de la Península es el Sistema Central. Las estructuras distensivas terciarias Las fallas en dirección presentan dos siste­ patentes en la Cordillera Bética, así como la mas que acomodan esta deformación late­ dirección de emplazamiento general hacia el ralmente: N140E dextrosas y NlO-20E oeste, parecen compatibles con la presencia sinestrosas. Esto nos conduce a considerar a de un campo de acortamiento generalizado las fallas de Somolinos (CAPOTE et al., 1982) NO-SE en el Macizo Hespérico (SANZ DE (red de fallas anastomosadas de la Rama GALDEANO, 1990; GALINDO et al., Castellana de la Cordillera Ibérica) y del 1993). ]erte, como dos accidentes mayores a nivel De esta manera, existe una zona interme­ peninsular, con una actividad muy impor­ dia más o menos amplia, que presenta ca­ tante durante el Neógeno. Su aspecto racterísticas de antepaís deformado, tanto cartográfico difiere por el hecho de que en de los Pirineos como de las Béticas. El centro esta última no hay no hay cobertera peninsular queda así definido claramente; y mesozoica. De este modo, aparece como una resultaría idóneo por tanto, el emplear el única falla con traza rectilinea, mientras que concepto de varias etapas o «fases» de de­ el sistema de fallas de Somolinos da lugar a formación: estructuras en flor positivas y negativas en la - FASE IBERICA (PIRENAICA): cobertera. La edad de actuación de esta fase Generalizada desde la Rama Castellana de la es fundamentalmente Mioceno medio - su­ Cordillera Ibérica hacia el E (fig. 4A), de perior, pudiendo perdurar atenuadamente edad Eoceno - Mioceno inferior. Los efectos en la actualidad. de esta deformación en la parte occidental de - EXTENSION RECIENTE: El pro­ la península están poco definidos. ceso de apertura del Golfo de Valencia da - FASE ALTOMIRA: Es el resultado lugar a un aumento de los procesos extensi­ de la superposición espacial y temporal de la vos de este a oeste hacia el interior de la TIPO DE DEFORMACION EDAD UNIDADES ~ EXTENSION EXTENSION EXTENSION UNIAXIAL ~ ~ CUATERNARIO CUATERNARIO s{» ,@ ~ PLIOCENO ~ ... § >-' 'D >-' ~ 'D .~ b !Sr. (}) o; dJ .. DESGARRE - ~ DESGARRE DESGARRE oc( - ~ INF. i5 w :!: o::: o !5 I!:! COMPRESION ~.. ii1 z w ~ w Q. UNIAXIAL+ DEGARRE INACTIVIDAD w en ¡¡¡ ~5 O 410: + (.) z ~ i3~ COMPRESION w Z ~~ O :J UNIAXIAL TECTONICA z :lE ~ O DESGARRE (!) ~ iS « INACTIVIDAD UNIDAD ;:¡~ !l:11l: TECTONICA INFERIOR COMPRESION ~~ « ~ \.¿ ~ UNIAXIAL+ !!l COMPRES ION ~ ~ UNIAXIAL+ l:: UNIDAD AGENIENSE INACTIVIDAD .@). ~ TECTONICA '"'~ ffi O DESGARRE DESGARRE ~ PALEOGENO .~ ~. ~ IARVENIENSE DESGARRE el .... MINIMA ACTIVIDAD 00 --.J Fig. 5. Evolución de la deformación durante el Neógeno en los bordes de la Cuenca de Madrid. Relaciones con las unidades neógenas del interior de la cuenca y campos de esfuerzos asociados a la estructuración de los bordes. 188 De Vicente, et al. eDAD. LAB. XEOL. LAXE 19 (1994)

Península Ibérica (fig. 4C), que comienza en En la figura 5 se muestra un esquema de el Mioceno medio (VEGAS et al., 1980), la evolución de la deformación a lo largo del alcanzando el centro peninsular en el Neógeno en el interior de la Península Ibé­ Pleistoceno (con una etapa intermedia en la rica, su relación con los campos de esfuerzos que predominan fallas normal direccionales que las han producido y las unidades sedi­ en el Mioceno superior) (GINER, 1993). mentarias neógenas de la Cuenca de Ma­ El marco tectónico que se deduce de lo drid. expuesto anteriormente, implica la presen­ cia de una serie de campos de esfuerzos AGRADECIMIENTOS ligados a los bordes activos de la Placa Ibérica. Su actuación fue dilatada en el Este trabajo ha sido financiado por el tiempo. Sus efectos aparecieron retardados proyecto PB91-0397 de la DGICYT. en el centro peninsular, y el tránsito de unos Los autores agradecen a R. Querol y L. a otros fue gradual, apareciendo importan­ V ilas las facilidades ofrecidas para la consul­ tes superposiciones espacio-temporales en­ ta de las líneas sísmicas del borde oriental de tre ellos. la Cuenca de Madrid.

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