Placebo Estimation

En este apartado se desarrolla la síntesis y discu- sión de los datos obtenidos en los Apartados 4 y 5 sobre la estructura somera y profunda de la Cuenca del Duero y la Cordillera Cantábrica.

La Cuenca del Duero y su borde septentrional: es- tructura y evolución temporal

La Cuenca del Duero se desarrolla en el surco for- mado por delante del pliegue frontal de un cabalga- miento alpino enraizado en el basamento y del le- vantamiento de la Cordillera Cantábrica resultante de la elevación de su bloque superior. Los depósi- tos terciarios que la rellenan son los productos de la erosión de los rejuvenecidos relieves de la cordi- llera, depositados por abanicos aluviales.

Las estructuras alpinas del sector septentrional de la Cuenca del Duero se forman como consecuencia de la compresión alpina N-S y su orientación está controlada por la disposición de las anisotropías preexistentes. En la zona occidental, al oeste de Cantoral, tienen una dirección E-O, ya que ésta es la dirección predominante de las anisotropías varis- cas, algunas de las cuales rejuegan o sufren rota- ciones. En la zona oriental, al este de Cantoral, su dirección es NO-SE, que es la dirección de las es- tructuras extensionales mesozoicas que sufrieron una inversión tectónica parcial en el Terciario. Res- pecto a la edad absoluta de la deformación, es difí- cil establecerla con precisión debido al carácter continental de los depósitos terciarios que dificulta su datación. Las únicas edades disponibles proce-

den de dos abanicos aluviales, que ocupan una po- sición intermedia y alta dentro de la serie terciaria sinorogénica, datados del Oligoceno superior y Mioceno por López Olmedo et al. (en prensa) y Mabesoone (1959) respectivamente.

La morfología del borde norte de la cuenca varía lateralmente en función de la estructura que con- forma dicho borde: el cabalgamiento y pliegue frontal alpino en el sector occidental y la falla de Becerril en el sector oriental. Además, en el primer caso el estilo de la deformación varía lateralmente en función de las estructuras asociadas al cabalga- miento que se forman y del desarrollo alcanzado por el pliegue frontal.

En el sector occidental, el borde de la cuenca sigue una dirección E-O y la principal estructura que se desarrolla es el cabalgamiento frontal alpino. Debi- do a su emplazamiento se produce el levantamien- to de la Cordillera Cantábrica en su bloque supe- rior y la inversión o basculamiento del Mesozoico y parte inferior del Terciario del borde norte de la cuenca en su pliegue frontal. En los perfiles sísmi- cos hay un buen registro de este cabalgamiento vergente al sur y de otros cabalgamientos paralelos que afectan al basamento paleozoico, tanto bajo la Cuenca del Duero como al norte de la misma. Es- tos últimos coinciden en superficie muchas veces con fracturas variscas preexistentes. Cerca de la su- perficie buzan entre 25 y 30° al norte, pero en pro- fundidad su inclinación aumenta hasta 30-36° y atraviesan toda la corteza superior hasta una pro- fundidad de 14-15 km donde confluyen en un nivel de despegue entre las cortezas superior y media. En el extremo occidental, la zona del basculamien- to de Boñar al oeste de Cistierna, el Mesozoico y Terciario buzan entre 4° y 30° al sur en el flanco delantero del pliegue del cabalgamiento frontal y están cortados por fallas inversas, vergentes al nor- te o verticales, que corresponden a retrocabalga- mientos rotados (zona de Boñar) o fracturas pre- vias variscas reactivadas y rotadas (extremo occi- dental). En este sector el cabalgamiento frontal al- pino permanece enterrado y no llega a cortar a la serie meso-terciaria. Al este, desde unos km al oes- te de Cistierna hasta Cantoral, el flanco delantero del pliegue alpino está localmente invertido y el cabalgamiento lo corta, desplazando al Mesozoico y Terciario de la base de la cuenca. El máximo gra-

do de inversión del pliegue se produce entre Cis- tierna y Guardo, en el sector donde aflora el Carbo- nífero sinorogénico del sinclinal de Valderrueda. En esta zona también se observa el máximo despla- zamiento aparente del Mesozoico (aproximada- mente 8,5 km). Hacia el E y O de esta zona dismi- nuyen progresivamente la inversión del Mesozoico y Terciario y el desplazamiento del Mesozoico por el cabalgamiento. En los extremos de este sector, el Mesozoico y Terciario reposan normalmente al sur y el cabalgamiento no los corta sino que únicamen- te los bascula en la misma dirección.

En el tramo entre Guardo y Cantoral la deforma- ción alpina migró desde el borde de la cuenca hacia el sur, tras el cese de la actividad del cabalgamiento frontal, manifestándose en el emplazamiento del ca- balgamiento del Campillo, unos 14 km al sur del frente, que produjo el levantamiento pasivo, sin ro- tación, del basamento en el bloque superior (levan- tamiento del Campillo). La migración supuso el brusco desplazamiento del depocentro de la cuenca desde el frente hacia una posición más meridional, por delante del cabalgamiento del Campillo. En la zona del levantamiento de Boñar, sin embargo, no hay una migración de la deformación, y el basa- mento rotó y se basculó hacia el sur progresivamen- te, a la vez que se propagaba el cabalgamiento fron- tal. Simultáneamente el depocentro de esta zona se desplazó progresivamente desde el frente hacia una posición equivalente lateralmente a la de la zona del Campillo. Es difícil establecer la edad relativa de la deformación en ambas zonas, aunque parece que los últimos estadios de rotación del basamento en la zona de Boñar fueron contemporáneos con la migración de la deformación en la zona del Campi- llo. El segmento del frente montañoso entre las dos zonas (Boñar y Guardo-Cantoral) corresponde al área donde el cabalgamiento tuvo un mayor despla- zamiento en superficie. En este sector (entre Guar- do y Cistierna) la deformación no migró hacia el sur y toda la compresión alpina se consumió en el emplazamiento del cabalgamiento frontal. El depo- centro permaneció por delante del cabalgamiento frontal y únicamente sufrió un pequeño desplaza- miento hacia el sur debido al basculamiento pasivo de la cuenca y el basamento en esa dirección, por estar situados entre las dos zonas anteriores que es- taban sometidas a elevación por causas tectónicas.

Alonso et al. (1994) proponen que las diferentes magnitudes del desplazamiento del cabalgamiento alpino en el frente de la Cordillera Cantábrica, es- tán condicionadas por la posición de las estructuras variscas antes de la deformación alpina. El cabal- gamiento se propagaría fácilmente en el flanco S del sinclinal de Valderrueda que antes de la defor- mación estaba inclinado al N. Sin embargo, en- cuentra mayores dificultades en el resto del borde donde las estructuras variscas estaban originalmen- te inclinadas al S y fueron rotadas a su posición ac- tual con inclinación al N. El hecho de que estos ca- balgamientos afecten a grandes bloques corticales hasta una profundidad de 14 km, puede poner en cuestión que el desarrollo de tales cabalgamientos esté controlado o condicionado por la disposición de las anisotropías tan superficiales. La causa ha- bría que buscarla en heterogeneidades a escala ma- yor que puedan condicionar el desarrollo y evolu- ción de estas estructuras.

En el sector oriental la falla de Becerril constituye el borde de la cuenca y su inversión tectónica, co- mo consecuencia de la compresión terciaria, llevó aparejada la formación del tren de pliegues que constituyen la banda de Ubierna. La deformación también migró progresivamente hacia el sur, por el relevo sucesivo de los pliegues de la banda de Ubierna, y finalmente se produjo un basculamiento de toda la zona hacia el SO. Este basculamiento es posterior al inicio del emplazamiento del cabalga- miento de Santibáñez y puede estar relacionado con el emplazamiento de un cabalgamiento ciego deducido por Espina (1997) que carece de imagen sísmica (Fig. 77c).

El desarrollo del Anticlinal de Santibáñez es casi simultáneo con la migración hacia el sur de la de- formación en el cabalgamiento del Campillo. Así lo indica el reflector S (Figs. 81 y 85), isocrono en ambas zonas, que se encuentra en la base de las discordancias sintectónicas asociadas a ambas es- tructuras, aunque la primera comienza su nuclea- ción poco antes de que el segundo se emplace.

La estructura alpina de la Cordillera Cantábrica y su transición a la Cuenca del Duero

Las estructuras alpinas más importantes relaciona- das con la compresión N-S, que reorganizaron la estructura de un modo más intenso y acomodaron

la mayor parte del acortamiento de la cadena, se encuentran en el margen continental noribérico y en el borde norte de la Cuenca del Duero. En el resto de la Cordillera Cantábrica, que se elevó co- mo un bloque de un modo casi pasivo, las estructu- ras alpinas tienen poco desarrollo en superficie y las principales estructuras de esta edad resultan del rejuego de estructuras previas variscas y distensi- vas mesozoicas. Sin embargo, bajo esta zona de moderada deformación superficial, la estructura cortical en niveles más profundos fue reorganizada intensamente con el desarrollo de una raíz cortical por duplicación de la corteza.

Los cabalgamientos alpinos, interpretados en los perfiles sísmicos, son responsables de la deforma- ción del borde N de la Cuenca del Duero y el le- vantamiento de la Cordillera Cantábrica, que por lo tanto ha de considerarse como un levantamiento nucleado en el basamento (basement cored uplift). Son estructuras con orientación aproximada E-O, vergentes al sur, con un espaciado kilométrico, que atraviesan toda la corteza superior con un buza- miento alto entre 30° y 36°. Todos convergen en un nivel de despegue a 14-15 km de profundidad, lo que indica que la deformación alpina afecta al ba- samento y es de tipo thick-skin, sin embargo la de- formación interna que se registra en los bloques que delimitan es en general de poca entidad. Por ejemplo, en la zona de los Picos de Europa la de- formación alpina se limita a reactivaciones de fa- llas variscas y la formación de fallas menores sub- verticales con escaso desplazamiento (Farias y He- redia, 1994). Entre los Picos de Europa y la costa, las principales fallas inversas terciarias son rejue- gos de fallas normales mesozoicas en las que se eleva el bloque septentrional, como la que limita por el norte la Cuenca meso-terciaria de Oviedo-Cangas de Onís o las fallas que prolongan lateralmente el rejuego inverso de fallas normales mesozoicas de la Cuenca Vasco-Cantábrica (Espi- na, 1997) (ver Figs. 29 y 43).

Una cuestión controvertida es el alto ángulo de los cabalgamientos, entre 30° y 36°, que puede parecer demasiado elevado, más aún si lo comparamos con los 14° de inclinación deducidos por Alonso et al. (1996) para el cabalgamiento frontal alpino del borde norte de la Cuenca del Duero. Sin embargo, la existencia de: deformación de tipo thick-skin en

orógenos, levantamientos nucleados en el basa- mento y reflectores inclinados interpretados como cabalgamientos o zonas de cizalla que atraviesan la corteza, incluso hasta niveles más profundos que los aquí citados, está bien documentada en nume- rosos trabajos revisados por Cook y Varsek (1994). Uno de los más conocidos es el perfil COCORP

Wind River (Smithson et al., 1979) en el que se

muestra un cabalgamiento con un buzamiento apa- rente de 30°-38° (el real podría llegar a 48°) y des- plazamiento de 29 km que superpone el basamento precámbrico sobre materiales del Paleozoico al Terciario de una cuenca formada por delante del mismo. Su imagen es casi idéntica a la del borde septentrional de la Cuenca del Duero observada en ESCIN-2, con la diferencia de que este cabalga- miento alcanza niveles corticales mucho más pro- fundos, entre 25-30 km, en la base de la corteza. Otro ejemplo de levantamiento del basamento a fa- vor de cabalgamientos con alto ángulo se ha des- crito en los Andes en las Sierras Pampeanas como efecto de la subducción de bajo ángulo de la placa Nazca bajo Sudamérica (Jordan et al., 1983; en Co- ok y Varsek, 1994). En general se acepta que los cabalgamientos de alto ángulo en regímenes de

thick-skin se suelen horizontalizar en profundidad

en la corteza media o inferior, como ocurre bajo la Cordillera Cantábrica.

La estructura profunda de la corteza se ha descrito en el apartado anterior por lo que únicamente men- cionaremos la edad de su deformación deducida de las estructuras que afectan a la Cuenca del Duero. La edad de la deformación debe ser entre el Eoce- no y el Mioceno, similar a la de la subducción en el margen cantábrico y dentro del rango de edades de las dataciones del Terciario sinorogénico de la Cuenca del Duero.

La Cuenca del Duero como cuenca de antepaís (foreland basin)

La Cuenca del Duero tiene las características de una cuenca de antepaís (foreland basin), pero con unas peculiaridades que la hacen un caso singular. Su particularidad radica en que esta cuenca se desa- rrolla debido a la actividad tectónica, casi simultá- nea, en tres frentes montañosos que evolucionan in- dependientemente y de un modo diferente, dentro de un mismo evento orogénico: la Cordillera Cantá-

brica en el norte, el Sistema Central en el sur y la Cordillera Ibérica en el este, permaneciendo el bor- de oeste como esencialmente pasivo. Además mu- chas cuencas se desarrollan en regímenes tectónicos controlados por la subducción de placas, pero no en una situación tan compleja como la de la Cordillera Cantábrica. En ésta la subducción es de corteza continental ibérica inducida por la indentación ha- cia el sur de la corteza inferior del margen, que está deslizándose bajo la corteza superior del margen. Son muchos los autores que han propuesto defini- ciones de cuenca de antepaís, desde las simples: “cuencas sedimentarias entre el frente de una ca-

dena montañosa y el cratón adyacente” (Allen et

al., 1986), hasta las muy elaboradas: “regiones

alongadas con potencial para la acumulación de sedimentos, que se forma sobre corteza continental entre un cinturón orogénico y el cratón adyacente, principalmente como respuesta a procesos geodi- námicos relacionados con subducción y los cintu- rones de pliegues y cabalgamientos periféricos o de retroarco resultantes” (DeCelles y Giles, 1996).

Todas ellas tienen en común la existencia de un cinturón orogénico o zona sometida a acortamiento y de un cratón hacia el que progresa la deforma- ción, llegando ésta a involucrar incluso a materia- les que rellenan la cuenca. Desde este punto de vis- ta la Cuenca del Duero no satisface estrictamente la definición, ya que no existe un cratón (sensu

stricto) hacia el que se dirige la compresión, ya que

esta cuenca forma un sistema casi centrípeto en el que la compresión proviene de tres frentes diferen- tes y se dirige hacia el centro. Por ello esta cuenca no tiene bien desarrollado un elemento común a la mayoría de estas cuencas, como es la protuberancia delantera (forebulge) o zona levantada por delante del surco (foredeep) de la cuenca, debido a la fle- xión de la corteza en respuesta a la carga del mate- rial que se emplaza en el frente de la deformación y el propio relleno sedimentario de la cuenca. Aun- que en la Cuenca del Duero hay una somerización del basamento hacia el centro de la cuenca, no se llega a producir exhumación del mismo, debido a que la subsidencia en los tres bordes activos com- pensa parcialmente su potencial levantamiento. Si consideramos independientemente el borde septen- trional de la Cuenca del Duero, sí que hay un surco pronunciado por delante del frente de la cordillera

y se desarrollan depocentros que migran en la di- rección de avance de los cabalgamientos, a la vez que la deformación.

Ingersoll y Busby (1995) proponen una clasifica- ción de las cuencas sedimentarias en las que distin- guen 26 tipos de cuencas de las cuales 4 correspon- den a cuencas de antepaís:

– Cuencas de antepaís periféricas: cuencas so- bre márgenes continentales estirados que constituyen una placa que subduce y han sido arrastrados a zonas de subducción durante procesos de colisión (ejemplo actual: Golfo Pérsico; ejemplo antiguo: Cuenca molásica suiza del Cenozoico medio-Alpes) (Ver Fig. 119, más adelante).

– Cuencas de antepaís de retroarco: cuencas en el lado continental de sistemas de arco-fosa (arc-trench systems) en márgenes continenta- les formados por compresión relacionada con subducción o colisión. Se las ha relacio- nado frecuentemente con zonas de subduc- ción de bajo ángulo (ejemplo actual: Andes foothills; antiguo: Cuenca cretácica de Se- vier en Wyoming).

– Cuencas de antepaís intramontañosas: cuen- cas formadas en medio de levantamientos en- raizados en el basamento o basement cored

uplifts (ejemplo actual: Cuencas de las Sierras

Pampeanas en Argentina; antiguo: Cuencas Larámides en Wyoming) (Figs. 93 y 94).

b) b) b) a) a) a)

Figura 93. a) Secciones no migradas del perfil Wind River (líneas 1 y 1A). b) Interpretación de las reflexiones de los perfiles anteriores más el perfil 2. Obsérvese la similitud entre la morfología del cabalgamiento y la cuenca en el SO con la de la Cuenca del Duero y el cabalgamiento frontal alpino (Tomadas de Smithson et al., 1979).

– Cuencas de Piggyback: cuencas formadas y transportadas sobre láminas cabalgantes en movimiento (ejemplo actual: Cuenca de Pes- hawar en Pakistán; antiguo: Neógeno de los Apeninos en Italia).

Las cuencas periféricas son cuencas de colisión al igual que algunas de las cuencas de retroarco, aun- que se forman en los lados opuestos del orógeno y tienen vergencias también opuestas. Las cuencas de retroarco no colisionales tienen similitudes con las intramontañosas ya que algunas de las últimas se forman en relación con zonas de subducción y están situadas sobre láminas de corteza subducida con un ángulo muy bajo. La principal diferencia radica en que la deformación en las primeras es de tipo epitelial y en las segundas afecta al basamento (thick-skin), provocando levantamientos del mismo (Figs. 93 y 94).

Es difícil encuadrar la Cuenca del Duero dentro de uno de los tipos de cuencas reseñados. Por sus pe- culiares características tiene rasgos de varios de los grupos pero no queda recogida plenamente en nin- guno de ellos. Si consideramos que la cuenca se forma sobre una corteza continental que subduce hacia el norte habría que considerarla como una cuenca periférica similar a la cuenca molásica sui- za de los Alpes o a las cuencas terciarias al sur de los Pirineos. Sin embargo, el contexto geotectónico no es el mismo, ya que no existe una colisión con- tinental sensu-stricto, como en las anteriores, por tratarse de la subducción de una corteza delamina- da por la indentación de otra corteza sin que exista en el margen opuesto un continente colisionando.

La Cuenca del Duero se ajusta más a las caracterís- ticas de las cuencas intramontañosas. Si compara- mos la imagen sísmica e interpretada del perfil Wind-River (Fig. 93) con la de ESCIN-2 veremos que tienen grandes semejanzas. Ambas muestran el desarrollo de una cuenca sedimentaria por delante de cabalgamientos que involucran al basamento y producen su levantamiento pasivo, igual al levanta- miento de la Cordillera Cantábrica por los cabalga- mientos alpinos.