TECTÓNICA PREHERCÍNICA.

Los efectos de la tectónica prehercínica son prácticamente irreconocibles en la Hoja de Santa Elena, fundamentalmente debido a causas tales como la propia monotonía de los conjuntos litoestratigáficos anteordovícicos, la falta de esquistosidad asociada a los eventos deformativos prehercínicos y a la superposición de una intensa deforma- ción hercínica.

5.2.1. TECTÓNICA INTRAPRECÁMBRICA.

La existencia de tectónica precámbrica se pone en evidencia por una discordancia angular que separa los materiales del conjunto litoestratigráfico del Alcudiense Supe- rior-Tommotiense de aquellos que forman el conjunto del Alcudiense Inferior. BOUYX (1970) ya describió esa discordancia en el anticlinal del río Esteras, al NO de la hoja de Mestanza. Posteriormente, CRESPO y REY (1971) y CRESPO et al., (1971) reconocen la discordancia en el anticlinal de Alcudia, en los arroyos del Tamujar y de Fuente de Guardas, al sur de Cabezarrubias. Sin embargo, trabajos posteriores de TAMAIN (1972), PARGA Y VEGAS (1974), CAPOTE et al. (1977), MORENO (1977a), ROIZ (1979), y ROIZ Y VEGAS (1980) descartaban la existencia de la discordancia intraprecámbrica, considerando un único ciclo precámbrico. La falta de concordancia en las localidades descritas por BOUYX (1970) y CRESPO et al., (1971) era justificada como fenómenos de tectónica tangencial (TAMAIN, 1972) o discordancias intraformacionales locales (MORENO, 1977a y b).

Los trabajos cartográficos de AMOR y ORTEGA (1987), ORTEGA y SÁNCHEZ VIZCAÍNO (1987) y GARCÍA SANSEGUNDO et al., (1987) pusieron de manifiesto la

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existencia de una tectónica precámbrica que afectó al Alcudiense Inferior en el entorno regional. ORTEGA y GONZÁLEZ LODEIRO (1986) llevaron a cabo una revisión de la discordancia en las localidades donde había sido previamente descrita de los anticlinales de Esteras y de Alcudia, y la describen, además, en el anticlinal de Tirteafuera, señalando la extensión regional de la misma y su situación entre los dos conjuntos precámbricos. La deformación precámbrica consistiría en un débil plega- miento que no asoció esquistosidad ni metamorfismo regional y cuya edad se sitúa en el Vendiense inferior o medio (ORTEGA y GONZÁLEZ LODEIRO, 1986). Poste- riormente, la discordancia es reconocida en el anticlinal de Agudo (PIEREN et al., 1987) y en general en toda la extensión de afloramientos precámbricos en Extremadu- ra y Montes de Toledo (NOZAL et al., 1988; PARDO y ROBLES, 1988; PIEREN y HERRANZ, 1988). Hacia el Este, LORENZO-ÁLVAREZ y SOLÉ (1988) la descri- bieron también en el sector SE de Abenójar; y PALERO (1991 y 1993) en la parte central y oriental del anticlinal de Alcudia. Con ello queda demostrado el alcance regional de la discordancia intraprecámbrica en toda la parte meridional de la Zona Centroibérica.

La ausencia de esquistosidad asociada a los pliegues indicaría que fueron causados por una compresión poco importante. Ello puede deberse a la situación del área en relación con el orógeno precámbrico, o bien, como ha sugerido RIBEIRO (1974), a la adaptación de un “tegumento” a la deformación por fracturas y movimientos en la vertical de un zócalo rígido.

5.2.2. TECTÓNICA ANTEORDOVÍCICA

Entre los materiales de la “Formación de Base” y los materiales infrayacentes pre- cámbricos se sitúa una discordancia angular que ya fue identificada en el anticlinal de Alcudia por RICHTER (1967). De hecho, la distribución de afloramientos del conjun- to superior precámbrico se realiza en bandas NO-SE que aparecen limitadas, en su mayoría, por fallas subverticales que no parecen afectar a los materiales del Ordovíci- co inferior que flanquean el anticlinal. Una de estas estructuras es la denominada

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Falla del Guijo (PALERO, 1991, 1993) que atraviesa el valle de Alcudia, desde la zona de Villalba en la hoja de Mestanza hasta el collado del Lobo en la Hoja de Santa Elena. Esta falla separa dos bloques, el hundido situado al SO. Tomando como refe- rencia la superficie de la discordancia intraprecámbrica, PALERO (1991, 1993) calcula un salto aproximado de 800 m. Según este autor, esta estructura se habría reactivado a comienzos del Ordovícico, con movimiento en sentido contrario, hundiendo el bloque NE con respecto al SO. El movimiento produce un acusado incremento del espesor de la “Formación de Base” hacia el Este, el cual se hace patente en la hoja de Mestanza.

Las lineaciones de intersección entre los planos de estratificación y el plano de esquis- tosidad hercínica, observadas en el conjunto Vendiense superior-Tommotiense siguen pautas hercínicas. Ello indica que la tectónica de bloques anteordovícica apenas pro- dujo plegamiento asociado, por lo que el contacto de la “Formación de Base” sobre dicho conjunto constituye una discordancia cartográfica (PALERO 1991, 1993).

5.2.3. EDAD DE LAS DEFORMACIONES PREHERCÍNICAS

Algunos autores atribuyen toda la deformación prehercínica a los movimientos sárdi- cos (LOTZE, 1946; PARGA y VEGAS, 1971). Otros autores han relacionado el “Alcudiense” con el “Brioveriense” del Macizo Armoricano francés (BOUYX, 1970; TAMAIN y OVTRACHT, 1971; TAMAIN, 1972), en cuyo caso la deformación se produjo durante la orogenia cadomiense.

Si se consideran las dos discordancias que limitan los conjuntos precámbricos, al menos existen dos etapas tectónicas anteordovícicas en la región, una de ellas intra- precámbrica y otra de edad probablemente cámbrica.

La edad de la discordancia intraprecámbrica es difícil de estimar a causa de la ausen- cia de dataciones precisas del “Alcudiense” Inferior. Si se acepta para esta unidad una edad correspondiente al Rifeense Superior según MITROFANOV y

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TIMOTEIEV (1977; en SAN JOSÉ, 1983), que podría extenderse hasta el Vendiense Inferior (SAN JOSÉ et al., 1990). Puesto que el conjunto del “Alcudiense” Superior es de edad Vendiense Superior-Cámbrico inferior (VILAS et al., 1987; SAN JOSÉ et al., 1990), el plegamiento intraprecámbrico se habría producido en el Vendiense Inferior o Medio. Otros autores (PALACIOS, 1989; VIDAL et al., 1994) han propuesto una edad Vendiense Superior para materiales del Grupo Domo Extremeño, en cuyo caso la deformación sería Vendiense Superior.

Según ORTEGA et al. (1988), la tectónica de bloques que afecta al conjunto del “Alcudiense” Superior habría precedido a la sedimentación de Cámbrico, por lo que se relacionaría con los eventos asínticos. Sin embargo, estos materiales abarcan hasta el Cámbrico inferior, por lo que sería más correcto relacionarlo con etapas posterio- res, en concreto, con los movimientos sárdicos.

5.2.4. OTROS MOVIMIENTOS PREHERCÍNICOS DURANTE EL PALEOZOICO.

Durante la sedimentación de la sucesión paleozoica tuvieron lugar movimientos cuya consecuencia más evidente fue producir cambios de espesor y facies en algunas for- maciones. Así, en la “Formación de Base” se advierten cambios de espesor notables en zonas próximas. Tales variaciones de potencia se han interpretado como consecuencia de la fosilización de un paleorelieve (BOUYX , 1970; TAMAIN, 1972). Sin embargo, los cambios de espesor tan rápidos como el observado en relación con estructuras como la Falla del Guijo, parecen indicar que durante la sedimentación del Ordovícico basal, esas estructuras previas rejugaron como fallas normales en un régimen distensivo.

La discontinuidad estratigráfica del Ashgill se ha relacionado por diversos autores (veáse GUTIÉRREZ MARCO et al., 1990 y citas allí registradas) con movimientos epirogénicos o con regresiones marinas como consecuencia de glaciaciones. Alternati- vamente, el origen de la discontinuidad se ha relacionado con fenómenos de inestabili- dad tectónica (p.e. PINEDA, 1987). Así, en el sector de Las Villuercas-Montes de

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Toledo se ha inferido la existencia de paleofallas normales en un régimen distensivo (PIEREN, 1986), al que se asociarían manifestaciones volcánicas como las que se encuentran localmente en la “Caliza Urbana”. La inestabilidad parece abarcar gran parte del Silúrico, quedando registrada en las “Alternancias Volcanosedimentarias”. A esta etapa de inestabilidad tectónica parece relacionarse un metamorfismo de grado muy bajo que se halla registrado fundamentalmente en el sustrato anteordovícico, y cuya edad de cierre 40Ar-39Ar oscilaría entre 420 y 423 Ma. (DALLMEYER Y PIEREN, 1987, recalculados por los mismos autores en 1989).

Otra formación que muestra importantes variaciones en su espesor, incluso en distan- cias cortas, es la “Cuarcita Criadero” (GARCÍA PALACIOS et al., 1996), que en algún caso han sido atribuidas a movimientos tacónicos (TAMAIN, 1964). Sin em- bargo, al menos en el flanco sur del Anticlinal de Alcudia y en el ámbito de las hojas de Santa Elena, Aldeaquemada, La Carolina y Santiesteban del Puerto, estos cambios aparentes en espesor no parecen ser los efectos de movimientos sinsedimentarios, sino más bien parecen ser la consecuencia de la intensa deformación de primera fase hercínica que afecta a estos materiales, la cual asocia estructuras de escarpe-rellano. Estas estructuras, en ocasiones, constituyen contactos mecánicos con la formación infrayacente (“Pizarras Chavera”) que se comportaron como nivel de despegue.

Regionalmente, la sucesión del “Culm” parece apoyarse indistintamente sobre mate- riales silúricos y del Devónico, fenómeno que ha sido interpretado por algunos auto- res como una disconformidad o una discordancia (RITCHER, 1967; BUTENWEG, 1968; KETTEL, 1968, etc.). Sin embargo, como sugiere PALERO (1991) este contacto anómalo se debe, más probablemente, a estructuras hercínicas/tardihercínicas que a movimientos más antiguos. De hecho, casi todo el límite norte del Culm de Pedroches puede corresponder a una fractura directa ONO- ESE a E-O, a favor de la cual ha ascendido todo el bloque de la Sierra, al Norte, y se ha hundido el bloque al Sur.