SOBRE LA EXISTENCIA DE UNA DEFORMACIÓN TECTÓNICA COMPLEJA EN EL FLANCO N DEL SINCLINAL DE OIZ-PUNTA GALEA (VIZCAYA) / J. CUEVAS L. EGUILUZ R.RAMO´N-LLUCH Y J.M. TUBIA

Introducción

En los estudios y mapas geológicos publicados basta la fecha, la provincia de Vizcaya aparece como una región de tectónica comparativamente simple (Ciry et al. , 1967), afectada solo por unos pocos pliegues de gran radio, unas cuantas fallas importantes y varias intrusiones diapíricas. Un primer objetivo de esta nota es poner de manifiesto que tal simplicidad es solo aparente y refleja, en realidad, un conocimiento incompleto de la geología de la región. Las causas del mismo son varias, pero pueden señalarse dos como las más importantes: 1- Trabajos de gran calidad que han abordado la cartografía sistemática de la región (Lamare, 1936; Rat, 1959) abarcan un área demasiado extensa y no entran en análisis de detalle. Otros, más recientes, como los del Mapa Geológico Nacional (MAGNA), adolecen del mismo defecto. 2.- Los afloramientos son escasos, debido a la cobertera vegetal.

Sin embargo, el análisis de la plataforma continental, realizado con datos geofísicos y de sondeos (Soler et al. , 1980) muestra la existencia de varias fallas inversas importantes, paralelas a las estructuras. Ello sugiere que pueden existir zonas de cizalla importantes que, previsiblemente, se deben prolongar en la tierra emergida. Una de estas zonas se sitúa entre Barrica y Sopelana, y su estudio puede realizarse en los acantilados costeros, de extraordinaria calidad de afloramiento, abordándose en esta nota el análisis geométrico de las estructuras. La continuación tierra adentro de este análisis es problemática, pero confiamos en que, una vez que el estilo de la deformación de este bien establecido, pueda superarse el grave inconveniente que representa la escasez de afloramientos.

Este trabajo es fruto de las investigaciones emprendidas por miembros del Departamento de Geotectónica (Facultad de Ciencias) sobre la deformación de la región Vasco-Cantábrica. A la vista de los resultados obtenidos se pretende continuar estas investigaciones y proporcionar así un conocimiento geológico de la región más completo del existente basta la fecha. Además, la facilidad de acceso desde la Universidad y la variedad de estructuras observables hacen de este sector un lugar idóneo para la realización de prácticas de Geología Estructural.

SITUACIÓN DE LA ZONA ESTUDIADA

Como hemos indicado, se localiza en el litoral vizcaíno. En concreto se aborda el estudio de unos 4 Km. de costa, en la que quedan englobadas las playas de Barrica, Meñacoz y parte de la de Atxiribinibil, a unos 15 Km. al N de Bilbao.

De acuerdo con los datos regionales ofrecidos por la hoja no 37 (Algorta) del MAGNA (fig. 1), el área estudiada está constituida por materiales detrfmástico -carbonatados del cretácico superior yen menos proporción del Terciario, en los que localmente se encuentran inyecciones diapíricas de yesos y arcillas de colores rojizos atribuibles al Trías (Keuper). Desde el punto de vista estructural, está situada en el flanco norte del sinclinorio de Oiz-Punta Galea.

La Figura 2 es un esquema cartográfico de los elementos tectónicos y litológicos más destacables. En ella se ha situado la posición de los cortes, que se han dibujado con una orientación NE- SW a fin de facilitar su reconocimiento, dado que su observación en los acantilados de las playas ha de efectuarse necesariamente hacia el Sur .

SUCESIONES LITOLÓGICAS PRINCIPALES

En el área estudiada afloran predominantemente arcillositas, margas, calizas y alcarreñitas; en menor proporción se encuentran algunos niveles areniscosos, con cemento calcáreo y escasos niveles microconglomeráticos. Se disponen en sucesión alternante de capas de 0,1 a 2 m de grosor.

Las estructuras sedimentarias, tanto de origen orgánico como de corrientes son muy abundantes, especialmente en las calcarenitas y en otros lechos carbonatados. Como más frecuentes podemos citar la granoselección, laminaciones paralelas y cruzadas, convoluted, volcanes de arena, flutes, ripples y gran variedad de trazas fósiles. Tales características confieren a la sucesión un carácter «flysch» sensu lato.

Dada la complejidad tectónica del corte es difícil establecer una serie continuada: Por ello, y en tanto las determinaciones paleontológicas en curso permitan nuevas precisiones, nos limitaremos a hacer una breve descripción de las sucesiones de cada una de las tres zonas en que hemos subdividido el área. En cada una de ellas, la sucesión puede establecerse con precisión razonable, mientras que las relaciones entre estos tres conjuntos no están, de momento, claramente establecidas.

ZONA DE BARRICA

Los materiales más antiguos que pueden observarse son unas margas de colores rosados, cuyo muro no aflora. Sobre ellas se dispone una sucesión de arcilIolitas y margas de colores oscuros o negros con algunas intercalaciones de calcarenitas y calizas en bancos en general de 10 a 30 cm., y ocasionalmente de mayor espesor.

De entre estos últimos se han utilizado como capas guía dos niveles : (1) un banco calcarenítico de 2,5 m con una llamativa estructuración interna; (2) dos bancos contiguos de 50 cm. separados por unos 70- 80 cm. de arcilIolitas. Estos dos niveles se han marcado en el corte AA' (Fig. 3) mediante puntos gruesos y un fino rayado vertical respectivamente.

Hacia el techo se hacen más numerosas las intercalaciones calcareníticas, que pueden llegar a constituir el 50 % de la sucesión, aunque individualmente mantienen potencias reducidas, que raramente sobrepasan los 30- 50 cm. Este tramo ha sido representado en el corte por un paquete grueso con la simbología de calizas. Hacia el SW aumenta progresivamente la proporción de calcarenitas, manteniéndose, sin embargo, el aspecto general de la serie. En un punto se ha encontrado, próximo al 2° nivel guía, una acumulación olistostrómica que incluye clastos de rocas volcánicas básicas. Hacia el SW sólo se encuentran intercalaciones disimétricas de material tobáceo básico de granulometría más fina. La potencia de toda la sucesión no debe ser superior a los 100 m.

Geométricamente por encima de esta serie, aunque con toda probabilidad en posición invertida, se reconoce una secuencia integrada por calcarenitas, microconglomerados y microbrechas, esencialmente arbonatadas, que finaliza con un potente olistostroma ( ~10 m) que engloba listolitos métricos de calcarenitas, de calizas con sílex fuertemente brechificadas, en la mayoría de los casos, y cantos de rocas volcánicas. El olistostroma a termina con un paquete métrico de calizas con diles semejantes a las de os olistolitos antedichos. La potencia de los materiales en los que se ha desarrolIado el olistotroma es difícil de evaluar. Los contactos de este conjunto to con los materiales colindantes son mecánicos y no podemos precisar su relación espacio-temporal.

ZONA DE MEÑACOZ

La sucesión de Meñacoz contacta mecánicamente con la calizas con sílex arriba mencionadas. Es una secuencia tableada constituida en su mayor parte por una alternancia monótona de bancos de 10- 30cm. , de calizas y margas con potencia uniforme, en la que ocasionalmente se intercalan lechos de calcarenitas. Esto les confiere unas características geológicas específicas que han favorecido el desarrollo de pliegues angulares a gran escala. Hacia el techo se hacen más abundantes y gruesos los lechos calcareníticos, pudiendo reconocerse algunos de más de 1 m, que nos dibujan con gran exactitud la geometría de los pliegues. Paralelamente las margas acentúan su carácter arcilloso, lo que determina un mayor contraste litológico da a la diferencia de competencias. Esto favorece que en este sector los pliegues vuelvan a ser más abiertos. Por lo que respecta a la sucesión de Meñacoz propiamente dicha, no debe superar los 120 m. Estos dos tramos se han diferenciado en el corte BB'. .

ZONA DE MEÑACOZ. EL PEÑÓN DE SOPELANA

Esta tercera zona es la de mayor complicación de las tres, tanto desde el punto de vista estratigráfico como teutónico, al ser la que está afectada por el mayor número de fracturas, algunas de gran entidad.

De NE a SW podemos reconocer tres subconjuntos de características litológicas diferenciadas, y que se ponen en contacto con la zona de Meñacoz y entre ellos por sendos accidentes mecánicos.

El subconjunto más septentrional es una serie dominantemente detrítica en la que finas capas margosas separan gruesos bancos competentes con nódulos de pirita, en los que se reconocen pasadas microconglomeráticas.

El segundo subconjunto es una sucesión de arcillolitas con algunas pasadas calcareníticas, en las que se localiza un tramo de brechas y tobas básicas a techo y muro de una colada con estructura almohadillada y composición basáltica (pillow-lavas). Todos estos materiales están claramente en posición invertida. En el corte CC' se han representado las pillow-lavas mediante círculos con una cruz interna.

Por último, encontramos la secuencia de Sopelana constituida por una alternancia de calizas y margocalizas de colores grises en bancos de unos 10-20 cm., con abundantes restos fósiles, principalmente, inoceramus y equinodermos. Hacia el techo aparece un paquete de margas y calizas de colores rosados en bancos de 20-30 cm., que han sido atribuidos en esta zona al Danés. La potencia de este tramo debe ser de unos 150 m.

Además de estos términos, y a favor de una de las grandes fracturas reconocidas, se inyectan arcillas, margas y yesos de tonalidades rojizas, que engloban rocas básicas de carácter ofítico, que corresponden al Trías característico de la región, así como otras rocas subvolcánicas.

TECTÓNICA

La deformación más manifiesta es un fuerte plegamiento cuyos ejes tienen una dirección media N -130 -E y una vergencia general hacia el NE. Esta dirección está en consonancia con las directrices regionales NE-SW del llamado Sinclinal Oiz-Punta Galea. Los ejes de los pliegues son en general horizontales o poco inclinados; no obstante, en algunos puntos existen ejes de pliegues con fuerte buzamiento y con direcciones muy diversas que no guardan relación directa con el plegamiento general de la zona y que son consecuencia de la acción de Callas de salto en dirección, como se vera en el apartado correspondiente .

Existe una relación clara entre la vergencia de los pliegues y su distribuciÓn espacial ya que, en general, los pliegues situados hacia el GW son poco vergentes mientras que hacia el NE los pliegues tienen un plano axial más tendido. Esta secuencia no es puramente lineal ya que en las proximidades de las grandes fallas inversas la vergencia es mucho más acusada.

La geometría de los pliegues es muy variable, en gran parte debido a la anisotropía de los materiales; no obstante, se pueden distinguir varios tipos de pliegues :

Pliegues de gran radio: son pliegues isopacos o concéntricos con deslizamiento banco sobre banco, producidos por deformación de charnela, como se deduce de la disposición de diaclasas en flancos y charnelas. Aparecen en los puntos de la serie en que existen bancos muy potentes. Estos pliegues son asimétricos, vergentes al NE, con un pIano axial cuyo buzamiento es aproximadamente de unos 60°. En el arco externo de la zona de charnela aparecen numerosas grietas de tensión, en su mayor parte rellenas de calcita, mientras que pueden darse cuñas y pequeñas fallas inversas en el arco interno.

En los flancos, debido al deslizamiento capa sobre capa, aparecen numerosas zonas de recristalización de calcita paralelas a los estratos y con estrías según el sentido de buzamiento de los mismos. Debido a la propia geometría de estos pliegues, se producen efectos de despegue y disarmonía entre los bancos gruesos y los margosos.

Como ejemplo de estos pliegues puede citarse el anticlinal del punto A -19 y de la foto nº 1, donde se observan las diaclasas asociadas.

-Pliegues-falla : Pueden considerarse como un grado más del desarrollo de los pliegues isopacos anteriores cuando la falla inversa asociada a ellos tiene un salto varias veces superior a la longitud de onda del pliegue. A veces puede ser la falla inversa la causa primera de la formación de estos pliegues-falla, siendo el pliegue un mero arrastre, aunque de grandes dimensiones, de la falla inversa.

Están siempre asociados a los niveles competentes ya que las, fallas inversas los cortan netamente con un cierto ángulo mientras que tienden a ponerse paralelas a la estratificación cuando afectan a las margas. Así pues, estos pliegues-falla aparecen en relación con materiales incompetentes como pueden ser las margas rojas, que actúan como nivel de despegue favoreciendo el cabalgamiento de los bancos gruesos de areniscas y margocalizas .

En el frente de cabalgamiento se produce el plegamiento de dichos bancos con estructuras de cuñas y pequeñas fallas inversas secundarias. El mejor ejemplo de estos pliegues se encuentra en el borde NE de corte AA' , concretamente en el punto A3 (foto nº 2) .

-Pliegues angulares: Son los más abundantes en todo el corte. Son pliegues con una longitud de onda de unos pocos metros que se suceden rítmicamente. Se desarrollan preferentemente en los tramos en que calcarenitas y margas alternan de forma monótona y con potencia uniforme.

Se trata de pliegues isopacos en los bancos competentes, mientras que en los niveles margosos se observa engrosamiento de charnelas y adelgazamiento de flancos. Son claramente vergentes al NE con un plano axial bastante más tendido que el de los pliegues de gran radio, de forma que en algunos puntos se transforman en pliegues de flanco corto y flanco largo.

Son numerosos los ejemplos de despegue y disarmonía, sobre todo en los núcleos; son también características las fallas inversas de pequeño salto en el núcleo de los pliegues, las cuales afectan tan solo a los bancos competentes, amortiguándose y pasando a deformación continua en los bancos margosos.

.Pliegues chevron: En el punto E empieza una secuencia de materiales en bancos muy delgados con una sucesión rítmica de margocalizas y margas en los que se presenta un tipo de pliegues netamente diferentes al resto del corte. Se trata de pliegues angulares tipo chevron con plano axial vertical y con una longitud de onda media de 2 a 3 metros. Los ejes de los pliegues son subhorizontales y con direcciones que oscilan de 110E a 130E. Estos pliegues contrastan vivamente con los situados al Sur que, aunque también angulares, son vergentes al NE.

Explicar la formación de estos pliegues chevron presenta serios problemas. Por un lado la vergencia es poco o nada marcada, en contraste con los demás pliegues y con las grandes fallas inversas asociadas. Por otra parte se pueden observar fenómenos de interferencia de pliegues (como en el punto B-35) , que dan lugar a ganchos correspondientes a una superposición de pliegues de tipo 3 de Ramsay (Fig. 5).

Hay que admitir dos etapas en la formación de los pliegues. Una primera etapa originaría pliegues tumbados con grandes inversiones, asociadas a fallas inversas muy tendidas y subparalelas a la estratificación y luego una segunda etapa de plegamiento de geometría chevron que ocasiona la aparición de las figuras de interferencia.

.Pliegues con ejes fuertemente inclinados: Estos pliegues aunque de pequeño tamaño, unos pocos metros o menores, son muy llamativos porque sus ejes no guardan relación alguna con el plegamiento general, ya que presentan direcciones muy diversas. Sin embargo, todos ellos tienen unas características especiales; en primer lugar, sus ejes buzan fuertemente, pudiendo llegar a ser verticales; en segundo lugar, afectan principalmente a bancos competentes en las proximidades de las zonas de cuña determinadas por fallas, y el plegamiento se va amortiguando paulatinamente en los bancos margosos terminando en un pequeño despegue capa sobre capa.

Estos pliegues, como se verá en el apartado correspondiente, están relacionados directamente con la existencia de fallas de desgarre. Debido a su peculiar geometría sólo es posible observarlos bien en planta.

FALLAS INVERSAS

Como consecuencia de los esfuerzos compresivos, se producen numerosas fallas inversas en parte asociadas a los pliegues. En general son poco tendidas cortando netamente a los bancos más gruesos según ángulos de unos 30°, con tendencia a ponerse paralelas a la estratificación en los bancos más incompetentes, pudiendo convertirse en auténticos cabalgamientos paralelos a la estratificación. Esto se hace tanto más evidente cuanto más al NE de la zona nos encontramos.

Las estrías medidas en los planos de falla tienen una dirección NE-SW que es conforme con el plegamiento general, pero además suelen presentar también otros sistemas de estrías horizontales o subhorizontales lo que nos prueba que estas fallas han jugado posteriormente con una cierta componente de desgarre.

A pesar de la gran variedad de fallas inversas se puede hacer una clasificación de las mismas según su buzamiento y su vergencia. En primer lugar hay que señalar la existencia de fallas inversas de vergencia NE y de vergencia SW.

Las de vergencia NE, relacionables y congruentes con el plegamiento general de la zona, son también muy variables en sus características. Por un lado están las fallas inversas de fuerte buzamiento, que cortan según un ángulo uniforme a gran cantidad de bancos de la serie, y que están relacionadas con los pliegues de gran radio. Son fallas de salto variable con estrías según el buzamiento de la falla. Como ejemplo de estas fallas citamos la que aparece asociada al anticlinal del punto A -28.

Otro tipo de fallas inversas de vergencia NE lo constituyen aquellas fallas que rápidamente se paralelizan a la estratificación, produciendo cabalgamientos y pequeñas escamas, así como repeticiones en la serie. Muchas veces, la única evidencia de la existencia de estas fallas es la aparición de planos de mineralización de calcita paralelos a los estratos y la presencia de pequeñas imbricaciones que indican el sentido de desplazamiento. Tal es el caso de la Figura 6. En este punto únicamente esas pequeñas escamas señalan el cabalgamiento y la repetición de la secuencia que de otra manera, y al ser tan monótona, hubiera pasado desapercibida.

Estas fallas y cabalgamientos son abundantes en todo el corte, pero existe una relación espacial en su distribución. Mientras que en el SW estas fallas son de fuerte buzamiento (60° o más), conforme nos desplazamos al Norte van haciéndose progresivamente más tendidas, siendo ya prácticamente horizontales en los puntos A3 y A19.

En la Foto 1, se ve un bello ejemplo de estas fallas, en el que se puede apreciar su paralelismo con el bloque cabalgante.

Además de estas fallas inversas de vergencia NE, existen otras, también muy numerosas, con un buzamiento superior a los 60°, de vergencia SW. Estas fallas son netamente posteriores al plegamiento general y a las fallas inversas de vergencia NE, porque cortan a las estructuras ya plegadas. En general son fallas de muy poco salto aunque muy numerosas, pero deben existir algunas de mayor salto que determinan la aparición de secuencias invertidas desligadas del resto de la sucesión (tal como en los puntos B -24 y C- 18), que únicamente pueden explicarse por la acción conjunta de dos fallas inversas de vergencia contraria.

Esta fase «retro» produce estructuras dignas de tener en cuenta. En primer lugar las diaclasas 1 de la fase anterior, claramente de tensión, vuelven a actuar debido a la fuerte compresión al Sur, esta vez, de un modo activo y se transforman en fallas inversas de muy pequeño salto (punto A-10).

En segundo lugar allí donde la acción de estas fallas ha sido más intensa provoca una fuerte vergencia al Sur, deformando los pliegues ya preexistentes, de tal modo que los planos axiales de los mismos sufren una fuerte incurvación hacia el Sur (Punto B-3). Del mismo modo, algunas fallas inversas de vergencia NE sufren una fuerte dobladura hacia el Sur tomando el aspecto de fallas normales.

FALLAS DE DESGARRE

En la zona estudiada son numerosos los sistemas de fallas con componentes de salto en dirección importante, lo que dificulta su estudio sistemático, así como establecer su relación con los esfuerzos que las han originado.

Incluso las fallas inversas fácilmente relacionables con los pliegues han tenido también un juego posterior con los componentes de desgarre. Puede decirse que es rara la superficie de falla en la que no se aprecian estrías horizontales o poco inclinadas. Así pues, en el análisis de las fallas de desgarre se pueden diferenciar las que han funcionado como tales desde su origen, de aquellas otras que han tenido un comportamiento previo distinto. Esta determinación, siempre difícil, es a veces imposible, aunque en algunos casos, sobre todo en fallas pequeñas de orden inferior, puede reconstruirse su historia.

Partiendo de un plegamiento, como se observa en la zona de estudio, con una dirección media de los ejes de pliegues N -130 y teniendo en cuenta los esfuerzos que han dado lugar a estos plegamientos es razonable esperar desde un punto de vista teórico la existencia de dos sistemas conjugos de desgarres (Destroso y Sinestroso), como los de la Figura 7- A. Las fallas atribuibles a estos sistemas son en general de pequeño salto y poca entidad.

Estos sistemas no han debido ser muy activos aunque se presentan en casi todos los puntos del área, si no como autenticas fallas de desgarre con un salto mensurable, así como zonas de cizalla con grietas en escalón y diaclasas diagonales (derecha e izquierda) en las estructuras plegadas. Genéticamente estas fallas y las diaclasas diagonales a las zonas de grietas en escalón corresponden a la misma disposición de esfuerzos, diferenciándose únicamente en el grado de desplazamiento relativo. Originan un desplazamiento en los bloques que da lugar a estrías que vienen reflejadas nítidamente en el diagrama sintético de la Figura 4.

Ahora bien, existen numerosas fallas de salto en dirección en las que se puede medir un sentido de desplazamiento que no concuerda con la disposición teórica indicada en la Figura 7- A. Por un lado, las direcciones varían más de lo que podría ser una fluctuación normal en torno a un valor medio y por otra parte el sentido de desplazamiento es contrario a lo que cabría esperar. En la Figura 7 -A se muestra la disposición relativa de los sistemas conjugados de un caso y otro.

Estas dos familias de fallas no pueden en modo alguno ser singenéticas por lo que hay que suponer una disposición de esfuerzos diferentes para cada familia.

En la Figura 7- C se muestra un ejemplo en el que se ve cómo la acción de ambas familias tienen acciones contrapuestas. En efecto, los sistemas formados por las fallas 1 y 2 son perfectamente congruentes con los esfuerzos que originaron los plegamientos y producen acortamiento en la dirección perpendicular a los estratos. Por el contrario se ve que la 3 y las pequeñas fallas de orden inferior asociadas a ella, originan un acortamiento (con formación de pliegues y pequeñas cuñas) en la dirección de los estratos. Es decir, un mismo estrato ha sufrido alargamiento por las fallas 1 y 2 y acortamiento por la 3. Evidentemente, una disposición de esfuerzos determinada no puede, en modo alguno, originar estas acciones contradictorias al mismo tiempo.

Cabe pues esperar la existencia de una orientación de esfuerzos diferente y posterior a la que dio lugar por pliegues.

Estos sistemas de fallas pueden ser de segundo orden en relación a otras de desgarre más importantes, de 1 orden. En la Figura 7 B se observa la relación de todas las fallas posibles. Se observa que la causa primera del desarrollo de los sistemas conjugados puede ser la existencia de grandes desgarres de dirección aproximada E -W.

En efecto existen fallas que aunque sean inversas en su geometría actual, pueden tener una larga historia y haber actuado varias veces con componente de desgarre, tal como la del Peñón de la Playa de Sopelana y a cuya influencia se debe la salida del Trías Salino. En ella, muy complicada en detalle, existen numerosos planos de fractura en los cuales se dan a veces superpuestos unos a otros, los movimientos de falla inversa de vergencia NE, con estrías según N- 180 y otros de desgarre con estrías horizontales según N- 100.

A favor de esta fractura afloran, además del Trías, rocas ígneas que corresponden, textural y mineralógicamente, a gabros (Streckeisen, 1976).

CONCLUSIONES

Los aspectos de mayor interés que pueden extraerse del presente trabajo son los siguientes :

1.0) Señalar la existencia de una tectónica compleja en el flanco N del Sinclinal Oiz-Punta Galea, considerado tradicionalmente como una serie «monoclinal regular» .

2.0) Esta complejidad estructural resulta de la superposición de una fase de deformación que produce estructuras vergentes al NE y otra posterior, de carácter «retro», con vergencia al SW.

3.0) La disposición general de los pliegues y las frecuentes repeticiones de la secuencia, producidas por fallas inversas, permiten evaluar la potencia de la sucesión estratigráfica de este sector en un máximo de 370 m, cifra notoriamente inferior a las proporcionadas por autores precedentes.

4.0) Indicar la presencia de fallas de salto en dirección de importancia regional.

BIBLIOGRAFÍA

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