Síntesis y discusión

A lo largo del apartado se han reconocido e inter- pretado estructuras relacionadas con las sucesivas etapas de deformación que han conferido al mar- gen noribérico su actual morfología y estructura. Las estructuras desarrolladas durante los estadios

de deformación compresiva terciarios son las que lo diferencian del margen armoricano, que consti- tuye su margen conjugado y permaneció estable desde su individualización en el Cretácico.

La impronta de la etapa de extensión cortical, que se extendió desde el Pérmico o Triásico hasta el Cretácico inferior, registrada en los perfiles de sís- mica de reflexión es casi nula, debido a la pobre imagen sísmica de los materiales por debajo del Cretácico superior. Algunas estructuras afloran en tierra, como la falla directa al sur de Ribadesella que pone en contacto el Jurásico y el Carbonífero, o han sido deducidas por métodos indirectos, como variaciones de espesor de series contemporáneas entre sondeos próximos.

En el margen noribérico se formó una gran cuenca asimétrica adelgazada hacia el norte, debido a la ex- tensión cortical. En el modelo de cuenca propuesto para finales del Cretácico (Fig. 59a), basado en el modelo del margen conjugado armoricano, las fallas se han interpretado como planas o ligeramente cur- vadas y limitan bloques corticales kilométricos bas- culados. Entre estas fallas y sobre los bloques bascu- lados se depositaron los materiales del ¿Pérmico?-Triásico al Cretácico inferior. El borde meridional de la cuenca lo constituye la falla al sur de Ribadesella, en cuyo bloque elevado el registro del Mesozoico se reduce a los niveles del Cretácico superior de la cuenca de Oviedo-Cangas de Onís, cu- yo espesor no excede de unos centenares de metros. Las subcuencas son también asimétricas y su evolu- ción está controlada por fallas directas, orientadas aproximadamente N120°E, que hunden los bloques septentrionales. La falla del borde de la cuenca es la que experimenta el mayor desplazamiento entre blo- ques, superior a 3000 m, si tenemos en cuenta los más de 3000 m de relleno Mesozoico atravesado por el sondeo MC-K1, unos 7 km al norte de la misma (Fig. 40). El resto de las fallas normales han tenido desplazamientos relativos de los bloques de menor entidad, ya que las variaciones de espesor entre las sucesivas subcuencas no superan los 1000 m.

En los perfiles sísmicos estudiados no se han ob- servado fallas laterales o de transferencia que sepa- ren lateralmente las cuencas, aunque se han detec- tado variaciones de espesor de las series sedimen- tarias involucradas en dirección E-O que apuntan a su existencia con una dirección aproximada N-S.

En el borde norte del Banco Le Danois, el hundi- miento del bloque inferior excedió al aporte de se- dimentos necesario para compensarlo y el basamen- to llegó a exhumarse y erosionarse en los bloques elevados, como atestigua la existencia de cantos de rocas de origen cortical profundo en un conglome- rado del Cretácico inferior muestreado en el talud. La existencia de tales rocas, como charnockitas y granulitas del Proterozoico inferior-medio, en nive- les tan someros como para que fueran colocados en superficie en el bloque superior de una falla normal, se debe al fuerte estiramiento y adelgazamiento al que se vio sometida la corteza en esta zona, situada prácticamente en el eje del rift, donde finalmente se llegó a desarrollar una dorsal oceánica.

Con el inicio de la acreción de corteza oceánica y la formación de una dorsal oceánica en el Aptiense-Albiense, el margen atravesó una etapa de estabilidad tectónica durante el Cretácico supe- rior. La discordancia entre los materiales postrift y los sinrift ha sido descrita en diversos segmentos del margen (Le Pichon et al., 1971; Montadert et al., 1979). En la zona estudiada únicamente se ha podido reconocer puntualmente una discordancia por debajo del Cretácico superior en algunos perfi- les (MCH-29 y MC80-31D), que en el sondeo MC-H1X se ha datado aproximadamente de edad Aptiense-Albiense. Los depósitos del Cretácico su- perior se adelgazan hacia el norte ya que la subsi- dencia de la cuenca es mayor hacia el sur. Mientras que en las zonas próximas al borde sur se llegan a depositar hasta 800 m de Cretácico superior, que no está presente en el Banco Le Danois. Es posible que a lo largo de este periodo alguna de las fallas aún tuviera algún movimiento de falla directa, aun- que de escasa importancia. A partir de muestras re- cogidas de los fondos (Malod y Boillot, 1980; Boi- llot y Malod, 1988) y los datos de los sondeos se puede deducir que la actual plataforma continental hasta el Banco Le Danois constituía una cuenca re- lativamente somera durante el Jurásico. Sin embar- go, a partir del Cretácico inferior las condiciones neríticas se restringen a la zona más cercana a la lí- nea de costa actual, mientras que el resto de la cuenca evoluciona a condiciones pelágicas, for- mando parte de un extenso talud Cretácico, cuya morfología no debía diferir mucho de la actual del talud del margen conjugado armoricano (Fig. 59).

Al final del Cretácico e inicio del Terciario la Pla- ca Africana varió el sentido de su desplazamiento y anexionó a la Placa Ibérica en su desplazamien- to hacia el NO. Esto produjo la modificación del régimen de esfuerzos y el margen noribérico pasó de ser un margen estable, en un contexto geotec- tónico distensivo, a ser un margen sometido a compresión y acortamiento. La compresión, res- ponsable del levantamiento de los Pirineos en el este por la colisión de Iberia con Eurasia, provocó el cierre parcial del Golfo de Vizcaya y el despla- zamiento del límite de placa de la dorsal oceánica al pie del talud donde se desarrolla una zona de deformación que algunos autores definen como de subducción. Las estructuras relacionadas con la compresión son subverticales en la plataforma continental y vergentes al N en el talud y el Ban- co Le Danois.

La deformación terciaria del margen comenzó en el Eoceno superior al sur del Surco de Peñas por la inversión tectónica de fallas extensionales Meso- zoicas como por ejemplo la que limita la Cuenca de Oviedo-Cangas de Onís por el norte (Eoceno medio-superior). La secuencia de esta edad de la plataforma se deposita en discordancia sobre el flanco meridional del Surco de Peñas, que se esta- ba elevando, mientras que el resto de la plataforma permaneció estable.

La generalización de la deformación al resto del margen ocurrió entre el Oligoceno y Mioceno infe- rior. El Surco de Peñas se rellenó de materiales de esta edad discordantes sobre ambos flancos que continuaban elevándose por la inversión parcial de las fallas previas, que ocasionalmente rotaron su plano de falla, y el desarrollo de pliegues entre fa- llas conjugadas, en el caso del flanco septentrional. En la plataforma marginal y el Banco Le Danois se emplazaron al NNE diversos cabalgamientos, en- raizados dentro de la serie sedimentaria. Estos ca- balgamientos desarrollaron pliegues frontales y cuencas sinsedimentarias frontales. Los últimos materiales que rellenaron estas cuencas terminaron recubriendo discordantemente y fosilizando a los cabalgamientos. La dirección tanto de los cabalga- mientos, como de los pliegues es aproximadamente N110°E, similar a la de las estructuras distensivas mesozoicas, que parecen controlar el desarrollo de las estructuras posteriores.

De esta edad es también el imbricado de cabalga- mientos vergentes al norte que se desarrollaron en el talud y al pie del mismo. Su desarrollo compensó la mayor parte del acortamiento del margen, a la vez que se acortaba el paleotalud cretácico, se verticali- zaba su pendiente y se levantaba el Banco Le Da- nois. Estos cabalgamientos afectan al basamento y al menos el cabalgamiento superior, observado en el Banco Le Danois, tiene en su base cuarcitas paleo- zoicas que constituyen el basamento en esa zona. El basamento bajo el Banco Le Danois también está constituido por una corteza proterozoica de origen bastante profundo afectada por la extensión meso- zoica. La imagen sísmica del talud impide conocer el desplazamiento real de los cabalgamientos que emergen en superficie a lo largo de su pendiente, por lo que es imposible evaluar el acortamiento asocia- do a los mismos. Los cabalgamientos desarrollados al pie del talud o zona tectonizada, que numerosos autores han interpretado como un prisma de acre- ción, tienen una secuencia de emplazamiento hacia adelante y confluyen en el mismo despegue basal en el que lo hacen los cabalgamientos del talud, en el techo de la corteza inferior. La modelización gravi- métrica presentada en el Apartado 6, ha permitido deducir qué fragmentos del basamento han sido in- troducidos dentro de la zona tectonizada por los ca- balgamientos. La zona tectonizada está fosilizada por sedimentos post-Miocenos que datan el fin del pico de deformación del margen. Los efectos de la compresión terciaria, por lo tanto, son:

– Inversión tectónica de fallas normales meso- zoicas y desarrollo de pliegues.

– Levantamiento y acortamiento de la cuenca meso-terciaria y acortamiento y verticaliza- ción del talud continental donde se emplaza un imbricado de cabalgamientos que conflu- yen en un despegue basal sobre la corteza in- ferior (Fig. 59).

– Deformación al pie del talud consistente en pliegues y cabalgamientos con una secuencia de emplazamiento hacia adelante, que conflu- yen en una superficie de despegue basal. A partir del Mioceno superior no hay evidencias de deformación importante en la plataforma y actual- mente el margen es relativamente estable ya que la

Placa Ibérica se mueve hacia el NE solidariamente con la Placa Europea (Larson et al., 1997) frente al movimiento hacia el NO y opuesto al de la placa Europea que dominó en el Terciario. En este perio- do se forman los grandes cañones (Llanes, Lastres, Avilés) que cortan el talud y es posible que existan pequeños movimientos de reajuste de fallas, pero se escapan del ámbito de este estudio. Los materia- les de esta edad hasta el Cuaternario se depositan en la plataforma marginal en onlap sobre las pen- dientes de la plataforma continental y del Banco Le Danois. También recubren el talud con una inclina- ción igual a la de la pendiente formando un peque- ño depósito de pie de talud en su base.

4. ESTRUCTURA PROFUNDA DE LA COR-