geologia precambrica

8/16/2019 geologia precambrica

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ACTA GEOLOGIC A HISPANICA, v. 29 1994), no 1, p. 3-25 Pub. 1996)

La evolución geodinámica de la Cuenca Catalano Balear yáreas adyacentes desde el Mesozoico hasta la actualidad

E. ROCAGmp de Geodinirnica i Analisi de Conques.Departament de GeologiaDinamita, Geofísica i Paleontologia. Facultat de Geologia.

Universitat de Barcelona. Pedralbes.E-08071 Barcelona.

RESUMEN

Situada entre las zonas internas del orógeno bético-balear locali-

zadas bajo la actual Cuenca Argelina) y el conjunto Cordillera Ibérica-Cuenca del Ebro, la Cuenca Catalano-Balear es una cuenca sedimenta-ria oligocena superior-cuaternaria que se ha desarrollado so bre una cor-teza continental fuertemente adelgazada. Hasta recientemente, sus ca-racterísticas s e han explicado casi exclusivamente a partir de los proce-sos geodinámicos desarrollados durante el Neógeno.

Con el fin de reconocer el papel que han podido jugar los procesosgeodinámicos que afectaron la Cuenca C atalano-Balear previamente a suformación, en este trabajo se analiza la evolución de la región ocupada poresta cuenca desde el Triásico hasta la actualidad. Así, se ha constatado queen esta evolución geodinámica pueden distinguirse tres grandes etapas: a)una etapa me sozoica en la que la región estuvo sometida a una situacióngeodinámica extensiva que generó cuencas amplias y un vulcanismo al-calino; b una etapa paleógena con predominio de procesos compresivosque dieron lugar a edificios integrados por pliegues, cabalgamientos y fa-llas direccionales; yc una última etapa oligocena superior-neógena, muycompleja, que se ha caracterizado por la creación de la Cuen ca Catalano-Balear a partir de procesos geodinámicos tanto de carácter compresivoedificación del sistema de cabalgam ientos del dominio bético-balear du-

rante el Oligoceno superior-Mioceno medio) como extensivonfting oli-goceno superior-mioceno inferior del dominio catalano-valenciano y co-lapso post-mioceno m edio del ed ificio bético-balear).

Las restituciones parciales sobre un corte cortical a través de todala Cuenca Catalano-Balear, conjuntamente con los mapas palinspásti-cos que integran todos los datos recopilados, muestran que las estruc-turas formadas en el Mesozoico, no sólo controlaron y condicionaronlas caractetísticas geométricas de la estructuración compresiva paleó-gena, sino también las de la estructuración extensiva que creo la Cuenca

Catalano-Balear. En este sentido se constata que:i las deformacionescontractivas y extensivas cenozoicas se concentran en los márgenes delas antiguas cubetas mesozoicas, d e manera que la mayoría de las fallas

cenozoicas son el resultado de la reactivación de las fallas normales quelimitaban las cubetas mesozoicas; ii) la extensión areal de la CuencaCatalano-Balear co incide en gran parte con el área que recubrían las cu-betas mesozoicas Catalana y de las Columbrets; iii) el adelgazamientocortical que presenta la Cuenca C atalano-Balear, puede ser en parte he-redado de la extensión mesozoica.

Palabras clave: Mesozoico. Cenozoico. Tectónica. Cuenca Catalano-Balear. Surc o de V alencia. Iberia.

ABSTRACT

Geodyn amic evolution of the Ca talan-Balear basin an d neighbou-ring area s from Mesozoic to Recent

The Catalan-Balearic basin is a late Oligocene to recent sedimen-tary basin located between the inner parts of Betic-Baleanc thrust beltlocated beneath the present Algerian basin) and the ensemble Iberian

Chain-Ebro basin. Partially incorporated into the Early to MiddleMiocene Betic-Balearic thrust belt, the Catalan-Balearic basin inclndes,therefore, not only the eastern Iberian zones affected by extensionalprocesses Valencia trough, Catalan Coastal Ranges and southeasternIberian Chain), butalso the e xterna1 parts of the Betic-Balearic orogenBalearic Promontory).

From a regional point of view, the Catalan-Balearic basin corre-ponds to the southwestern prolongation of the oceanic Liguro-Provencal Basin and, in the areas not very affected by the Betic-Balean c comp ressive structures, it is characterized by a highly attenua-


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ted continental cmst. Up to now, the main features of the Catalan-Balearic basin have been attempted to be explained just from the ge-odynamic processes that created the basin.

In order to recognize the role played by the geodynamic processesthat affected the Catalan-Balearic Basin previously to its formation, theTriassic up to present evolution of the area occupied by the basin isanalysed in this article. From this analysis, three main stages could bedistinguished: a a first Mesozoic stage, in which the area w as submit-ted to extensional processes that generated wide basins and alkalinevolcanics; b a second Palaeogene stage with predominance of com-pressive processes that gave n se to com plex fold-and-thrust belts; andc) a third late Oligocene-Neogene stage, very complex, in which theCatalan-Balearic Basin was formed in reponse to both compressive la-te Oligocene-Middle Miocene building of the Betic-Balearic fold-and-thrust belt) and extensional geodynamic processes late Oligocene-Early Miocene rifting phase and post-Middle Miocene extensional co-llapse of the Betic-Balearic orogen).

The present structure of the area is mainly related to the last lateOligocene-Neogene compressive and extensional processes. Never-theless, the progressive unfolding of a crustal cross-section through thewhole Catalan-Balearic Basin denotes that the structures which were for-med dun ng the M esozoic, determined not only the geometric features ofthe Palaeogene compressive deformation, but also those of the lateOligocene-Neogene extensional deformation that created the Catalan-Balearic Basin. In this sense, the analysis of the differentiated Mesozoicand Cenozoic evolutionary stages shows that: i) the main C enozoic de-formations are located along the m argins of the previous Mesozoic ba-sins, in snch a way that most of the faults active during the Cenozoic re-sulted from the reactivation of the normal faults which bounded the pre-vious Mesozoic basins; ii) tbe Catalan-Baleanc Basin coincides in large

measure with the area covered by the Catalan and C olumbrets Mesozoicbasins; iii) the cnistal thinning shown by the Catalan-Balearic Basin,could be partly inhented from the M esozoic extension.

Keywords: Mesozoic. Cenozoic. Tectonics. Catalan-Balearic basin.Valencia trougb. Ibena.

La Cuenca Catalano-Balear abarca la parte másoriental de la microp laca ibérica afectada por los proce-

sos extensivos que durante el Oligoceno superior-Mioceno inferior también generaron la Cuenca Liguro-Provenzal Fig. 1 . Limitada al SE por la CuencaArgelina antiguas zonas internas del orógeno bético-ba-lear), la Cu enca Ca talano-Balear incluye , por lo tanto, nosólo las zonas con una estructura neógena claram ente ex-tensiva, sino tambien las zona s externas del orógeno bé-tico-balear Promo ntorio Balear) que involucran frag-mentos d e la antigua cuenca extensiva oligocena supe-rior-miocena inferior. Así pues, la Cuenca Catalano-Balear integra tanto zonas actualmente sumergidas sur-co de Valencia) com o emergidas islas Baleares, partessudorientales de la Cordillera Ibérica y Caden as CosterasCatalanas) Fig. 2 .

Las principales características geológicas de las zo-nas emergidas son bien conocidas a partir de los nume-rosos estudios realizados desde el siglo pasado. Además,el hallazgo de dive rsos yacimientos petroleros en el mar-

gen peninsular del surco de Valencia y el elevado núm e-ro de camp añas de investigación m arina realizados e n losúltimos 30 años han ap ortado una gran cantidad de datossobre la geología del surco d e Valencia. Así pues, a pesarde estar en gran pa rte sumergida, las principales caracte-rísticas generales de la estratigrafía, magmatismo y es-tructura tanto superficial como profunda de la región d ela Cuenca Catalano-Balear son bastante bien conocidasver por ej.: Fontboté et al. 1989; Clavel1 y Berástegui,

1991; Banda y Santanach, 1992a y b ; Torreset al . 1993).

No obstante, hasta la actualidad, pocos son los traba-jos de síntesis que incluyen los datos de las áreas sumer-gidas como emergidas. Así mismo, en los modelos pro-puestos para explicar su estructura actual Mauffret, 197 6;Doblas y Oyarzun, 1990; Foucheret al. 1992; Watts yTomé 1992a y 1993; Torreset al. 1993; entre o tros), úni-came nte suelen tenerse en cuenta los procesos geodinámi-cos activos durante el Neógeno, ignorando, por lo tanto, elpapel que puedan haber jugado los que actuaron en estamisma área durante el Mesozoico y el Paleógeno.

hturones de cababarnienios alpinos Cuencas de rifi cenozoicas

Corteza oceanica cenozoica

Figura 1. Esquema tectónico de las principales unidades geotectónicascenozoicas del Mediterráneo occidental. La posición de la corteza oce-ánica coincide con la propuesta por Burrus 1984) y Savelli 1988).

Figure 1 Tectonic sketch of the main Cenozoic geotectonic units in thewestem Mediterranean. The location of the oceanic crust is fromBurrus 1984) and Savelli 1988).


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Figura 2. Mapa geológico simplificado de las áreas emergidas de la parte oriental de la placa ibérica Roca y Guim era, 199 2), en el que se incluye laposición del corte geológico de la Fig.4 A-B) 1 Depósitos neógenos; 2 Relleno sedimentario de la Cuenca del Ebro Paleógeno-Neógeno);3Mesozoico; 4- Paleozoico; 5 Cabalgamientos y fallas paleógenas;6- Cabalgamientos y fallas neógenas;7 Curvas batimétricas.

Figure 2. Simplified geological map of the emerged areas of the eastern Iberian plate Roca y Guimerh, 1992).A-B is the general structural cross-sec-tion of this area shown in Fig. 4. 1- Onshore Neogene deposits; 2 Ebro basin infilling Palaeogene-Neogene); 3- Mesozoic; 4- Palaeozoic; 5Palaeogene thrusts and faults;6- Neogene thrusts and faults;7 Bathymetry.

El propósito de este trabajo es, pues, recopilar yanalizar las principales características estructuralesymagmáticas de l a región de la C uenca Catalano-Balear,con el fin de proponer un modelo evolutivo para estaárea en el período de tiempo comprendido entre elTriásico y la actualidad. Se pretende cuantificar, a par-tir de la restitución de una sección cortical a través detoda la Cuenca Catalano-Balear, los procesos tectóni-cos que han actuado durante este tiempo. Así mismo, s e

comparan las características evolutivas de la CuencaCatalano-Balear con las del resto de unidades estructu-rales desarrolladas sincrónicamente en el Mediterráneooccidental. Esta comparación se ha realizado para com -pletar el modelo evolutivo inferido exclusivamente conlos datos del área estudiaday para integrarlo en un ám-bito regional más amplio. Finalmente, se presentanunas consideraciones generales sobre la evolución de-ducida.


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Figura 3 . Reconstrucciones del movimiento de las placas ibérica y norteamericana en relación a la placa euroasiática desde el Jurásico medio hasta elMioceno inferior (ligeramente modificado de Snvastava t al. 1990). En todas las reconstrucciones se ha mantenido fija la placa euroasiática. Lasflechas blancas y negras indican respectivamente extensión y compresión.

Figure 3 . Reconstructions of h orth Ame ncan and Iben an plate motions relative to a fixed Eurasian plate from Middle Jurassic to Early Mioce ne(slightly modified from Srivastava t al. 1990). Extensional and compressive motions are respectively shown by white and black arrows.

Marco geodinámico de la Cuenca C atalano-Balear a individualización en el Mesozoico (Fig.3 . Así, situadaescala de la tectónica de placas en la parte occidental del Mediterráneo, el área estudia-

da ha estado sometida a situaciones compresivas y ex-La complejidad estructural y magmática que m uestra tensivas que reflejan las dos grandes fases diferenciadas

la región d e la Cuenca C atalano-Balear es el resultado de en la evolución del Atlántico (Pitman y Talwani, 1972;los diferentes tipos de m ovimiento s relativos que han te- Patriat et al. 1982; Savostinet al. 1986; Dewey et al.nido las placas africana, ibérica y euroasiática desde su 1989; Srivastavaet al. 1990): a la apertura del Atlán-


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tico central, que produjo la separación de Africa y Eura-sia durante el Jurásico y e l Cretácico inferior-medio; ybla apertura del Atlántico norte y del Golfo de Vizcaya,que, desde elCenomaniense-Turoniense,ha dado lugar a

una convergencia entre Eurasia y Africa en la que se handiferenciado dos etapas Roesty Srivastava, 1991), unaprimera cretácica su perior-oligocena inferior en la que laconverge ncia tuvo lugar entre Iberiay Eurasia, y una se-gunda post-oligocena superior en la que ésta se ha re-suelto en el límite Iberia-Africa. El tránsito entre todasestas etapas, gradual, no fue sincrónico a lo largo de loslímites entre las diferentes placas. Por ejemplo, duranteel proceso de convergencia Eurasia-Africa, se constataque la sustitución de la convergencia Eurasia-Iberia porla de Iberia-Africa se produjo en las partes más orienta-les de la mitad este de Iberia durante el Oligoceno medioy en las partes más occidentales durante el Mioceno in-ferior Roca, 1992).

Este carácter heterócrono y g radual del tránsito entrelas diferentes etapas es evidente en la región de laCuenca Catalano-Balear, donde la sustitución entre losprocesos tectónicos y magmáticos relacionados con eldesarrollo de cada una de ellas ha sido progresivo y noha sucedido sincrónicamente en toda la región. Esto ha-ce que sea muy difícil acotar tempo ralmente las diversasfases evolutivas meso-ceno zoicas. Sin embargo, para po-der abordar la descripción de la evolución geodinámicade la región, ésta se ha subdividido en cuatro grandesetapas: Mesozoico, Paleógeno, Oligoceno superior-Mioceno m edio y M ioceno medio-Cuaternario.

Datos de superficie subsuelo utilizados para definirla evolución de la Cuenca Catalano-Balear

En cada una de las etapas propuestas más arriba, nosolamente se han sintetizado los principales rasgos es-tructurales y magm áticos del intérvalo considerado, sino

que tam bién se ha intentado definir la estructura cortical.Esta se ha deducido a partir de los análisis de subsiden-cia realizados y, sobre todo, de las restituciones parcialesde un sec ción cortical que desd e la Cuenca del Ebro has-ta el SE de Mallorca atraviesa las grandes unidades es-tructurales de la Cuen ca Catalano-Balear Figs. 2 y 4).Estas restituciones, se han con struido utilizando diferen-tes métodos para la cobertera mesozoico-cenozoica y elzócalo hercínico. Así, en la co bertera, el método utiliza-do ha sido el de l a conserv ación de la lon gitud de las 1í-neas Dahlstrom, 1969), ya que se ha considerado que elplegamiento ha sido concentnco y que no han habidopérdidas significativas de área en el plano de los cortesdurante la deformación. En cambio, en el zócalo, donde

esta regla no se cumple a causa de un diferente mecan is-mo de deformación, el método aplicado ha sido el de laconservación de áreas que, en determinadas restitucio-nes, ha tenido en cuenta las migraciones de materia cal-

culadas en planos perpendiculares a la sección. Hay quedestacar que todas las restituciones realizadas no inclu-yen las posibles migraciones y transformaciones de ma-teria que pudieron producirse, principalmente, a nivel dela Moho.

La sec ción cortical actual, utilizada para reconocer la es-tructura de la región de la Cuenc a Catalano-B alear en susdiferentes estadios evolutivos, se ha elabo rado con datosgeológicos recopilados en tierra por miemb ros del grupode tectónica de la Universitat de Barcelona, y datos geo-físicos obtenidos por los equipos científicos y compañí-as petroleras que han trabajad o en el área.

Así, en las áreas em ergidas, la estructura de la co rte-za superior se ha determinado a partir de datos de campoque, en la fosa del Vallés-Penedés, se han comb inado conla información suministrada por los perfiles de sísmicade reflexión y los sondeo s petroleros realizados en d ichaárea ver Bartrina t al . 1992). En las área s sumergida s,la estructura de la corteza superior se ha deducido a par-tir de la interpretación de sondeos petroleros y de perfi-les de sísmica de reflexión sección sísmicaS.V.-SI deRoca, 1992).

A mayor profundidad, la geometría de la Moho se hadeterminado con los datos de sísmica de reflexión pro-funda y de refracción obtenidos en la proximidad de latraza del corte. Concretam ente se han utilizado los datosaportados por los ESP del proyecto VALSIS Pascal tal. 1992; Tomé t al . 1992; Torres t al . 1993), los per-files de sísmica de reflexión profunda ECORSChoukroune t al. 1989; Roure t al. 1989) y VALSISTorné t al . 1992) y las diversas campañas de sísmica

de refracción realizadas a lo largo del perfil Hinz, 197 2;Gallart t al. 1984; Banda t al. 1980; Gallart t al.1990; Dañobeitia t al. 1992). En las áreas no cubiertaspor estos datos, la geometna de la Moho se ha com pleta-do con la mo delización gravimétrica en 2D realizada so-bre el mismo corte Fig.5 .

Además de estos cortes compensados y restituidos,también se han elaborado mapas palinspásticos para ca-da etapa en los que se han señalado las principales es-tructuras activas, la distribución de las áreas em ergidas ysumergidas y, en su caso, las manifestaciones magmá ti-cas Fig. 6). Estos mapa s, conjuntam ente con el corte yareseñado, se han u tilizado como base para realizar la des-


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ANW E

CADENAS COSTERAS SURCO DE VALENCIACATALANAS

Fosa del Valks-Penedes Cubelade Tmagona

I

g_ _ __ _ _

_ __ __ __

1 NW- - S EISLA DE MALLORCA CUENCA ARGELINA

Serresde Tramuntana Fosa de Sa Pobla Serres de Llevant

gua.nidades neógenas inferiores

~~uitaniense-Serravaliense d. ) .esomico.

rupo Ebro Piweno-Pleistoceno). ocas volcánicas neágenas.

nidades miocenas medio-superare sPaleógeno de la Cuenca del Ebro,Serravaliense medio-Todoniense medio-sup.). o

Figura 4. Corte regional a escala cortical, que, desde la Cuenca del Ebro hasta el SE de Mallorca, atraviesa las grandes unidades estructurales de laparte oriental de la placa ibérica. Las posibles fallas que cortan la Moho en el margen catalán del surco de Valencia corresponden a las bandas inte-gradas por numerosos reflectores sísmicos que Torres t al . (1993) interpretan a partir del análisis de los perfiles d e sísrnica de reflexión profunda VAL-SIS . Ver Fig. 2 para la localización del corte.M- Moho

Figure 4. Crustal regional cross-section from the Ebro B asin to SE Mallorca (A lgerian Basin) that cuts the majar geostructural units of the eastern partof Iberia (see location in Fig. 2). The upp er crust structure has been deterrnined from the seismic section S.V.-11 (Roca, 1992), the ECORS-Pyrenees

profile and onshore surface strnctural data of the Departament de Geologia D inim ica , Geofísicai Paleontologia tectonic group. The Moho geometryhas been inferred from deep reflection seismic and refraction data obtained near the cross-section (H inz, 1972; Bandat al . 1980; Gallart et al. 1984;Choukroune and ECORS team, 1989; Gallartet al. 1990; Daííobeitia et al., 1992; Pascal t al. 1992; Torné t al. 1992; Torres t al . 1993). M - Moho.

cripción de la estructura de la región de la Cuenca PRINC IPALES ETAPAS EVO LUT IVAS D E LACatalano-Balear en cada una de los cuatro etapas en las CUENCA CATALANO-BALEARque se ha dividido su evolución.

esozoico

Aunque la restitución tanto del corte como d e los ma-pas se ha hecho a partir de la sustracción de las defor- A pesar de los pocos datos disponibles, se reconocemaciones más modernas, las etapas evolutivas diferen- que la evolución mesozoica de la región de la Cuencaciadas se han descrito en orden cronológico de más anti- Catalano-Balear estuvo dominada por procesos extensi-gua a más moderna. vos que dieron lugar a un conjunto de umb ralesy cube-

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I

120

Gravedad observada 80

- 40-

O-

40Mgals

NW SE

MARGEN IBERICO SURCO DE VALENCIA MALLORCA

o o

10 1o

2 20 20?

30 30

40 40

Agua m ,,, ,-,,,- Zócalo hercínico:i:: . . . ; . Mesozoico m. betico-balear ., . Corte za inferior61 Neógeno m esozoico-Neógeno p@: Corteza superior M~~~~betico-balear

Figura 5. Modelo gravimétrico del corte presentado. El perfil de anomalías de Bouguer observadas e s una compilación de datos t al. 1987)para la Península Ibérica, de Morellil a l 1975) para el surco de Valencia y del IGME 1972) para la isla de Mallorca. El cálculo de la Bouguer se ha realizado con el métod o de Talwani Talwanit al. 1959), y las densidades de cada polígono se han calculado a partir de la lde las rocas, teniendo en cuenta las variaciones verticales inducidas por la compactación de los sedimentos. Las densidades se han

Figure 5. Gravity model of the studied cross-section. The observed Bouguer anomaly profile is a compilation of data from Casat al. 1987) for theIberian Peninsula, Morellit al. 1975) for the offshore domain and IGM E 1972) for Mallorca Island. The Bouguer anomaly has been cthe Talwani method Talwanit al. 1959) and the densities of each polygon are inferred from its lithology, taking into account the vertinduced by the compaction of sediments. Densities are in g/cm3.

tas muy subsidentes que, limitados por fallas normales,De acuerdo con esta deformación extensiva de lase dispusieron formando tres grandes sistemas diferente- teza superior, durante el Triásico superimente orientados Fig.6): a) un sistema E-W que trans- medio, extmyeron rocas volcánicas alcalinaOrtí ycurría por los Pirineos y que constituía la prolongación Vaquer,1980; Navidad y Álvaro,1985; Lagoe t al.,oriental del sistema de horsts y fosas del Golfo de1988) que denotan una etapa de rifting generalizadaVizcaya Puigdefhbregas y Souquet,1986), b un siste-ma NW-SE que, coincidiendo con la posición actual de La magnitud y el grado de desarrollola Cordillera Ibérica, separaba el dominio del Ebro del manifestaciones extensivas no fue consMacizo Hespérico en sentido estricto Álvaroe t al., del Mesozoico. En efecto, los análisis de subsidenc1979), y c un tercer sistema NE-SW a ENE-W SW que, alizadosy la edad tanto de las rocas m agmáticas comosituado a lo largo del surco de Valencia y del edificio bé- las principales deformaciones superficitico-balear, configuraba el margen noroeste del extremo permiten distinguir Salas y Casas,1993; Rocaet al.occidental del Tetis Roca,1992). 1994): a) cuatro etapas de intensa estructuración exten

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CRETÁCICO INFERIOR P LEOCENO SUPERIOR

. . .

OLIGO CENo INFERIOR


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SERRAVALIENSE INFERIOR TO RTO N I E N S E

Fallas activasVolcanismo. alcalinoTortoniense-Cuaternano)ycala-alcalinoAquitaniense-Senavaliensenferior)

D- Pliegues acbvosreas emergidas

-- Orientación paleowmentes

m Áreas sumergidas Límite ente los dominios._ catalano-valenciano bébco-balear

Figura 6. Reconstrucciones palinspásticas de la región de la Cuenca Catalano-Balear que muestran su evolución desde el Cretácico inferior hasta laactualidad modificado de Roca t al . 1990 a y Roca, 1992 ). En los mapas se indican las principales fallas activas, las manifestaciones volcánicas re-conocidas y la posición de las áreas emergidas y sumergidas.P- Perpinyi; B- Barcelona; V Valencia.

Figure 6. Palinspastic reconstructions of the Catalan-Balearic basin area showing its evolution from the Early Cretaceous to the present day modi-fied frorn Roca t al. 1990a and Roca, 1992). The main active faults, recognized volcanic outcrops an d the arrangement of emerged an d submergedareas are indicated.P- Perpinyi; B- Barcelona;V Valencia.

va y fuerte subsidencia tectónica Pérmico-Triásico infe-rior, Lías inferior, Carixiense-Toarciense y tránsito

Jurásico med io-Cretácico inferior),yb

etapas con pocaactividad tectónica, que, desarrolladas inmediatamentedespués de las etapas de rifting señaladas, estuvieron do-minadas por una subsidencia generalizada de tipo térmi-co subsidencia postrift).

Evolución cortical

La evolución cortical de la región de la CuencaCatalano-Balear durante el Mesozo ico viene caracteriza-da por un considerable adelgazamiento litosférico demagnitud similar o superior al producido durante la ex-

tensión oligocena superior-miocena media Roca, 1992).Así, los análisis de subsidencia realizadas en la cubeta

del Maestrat Salas, 1987; Salasy Casas, 1993) mues-tran, aplicando un mo delo de extensión por cizalla pura,

un factor de adelgazam iento mesozoico d e 1.5, valor queno difiere mucho del deducido aplicando el mismo mé-todo en el conjunto de la cuenca neógena Catalano-Balear 1.58; Rocay Guimerh, 1992);y por lo que hacereferencia al estiramiento, las fallas mesozoicas preser-vadas en el Desert de les Palmes prov. de Castelló)muestran un factor de estiramiento superficial de 1.39Roca t al. 1994), valor que tam bién es com parable al

calculado para la extensión neógena de la CuencaCatalano-Balear 1.46; Rocay Guimerh, 1992).

De acuerdo con este considerable adelgazamiento

mesozo ico, el corte restituido de la F ig.7 muestra que laparte central de la región de la Cuenca Catalano-Balear,


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donde se acumulan más de 7 km. de sedimentos meso-zoicos (Roca yGuim eri, 1992), presentaba un grosor dela corteza al final del Mesozoico de unos 12-17 km.Asumiendo que la corteza, previamente al Mesozoico,

tenía el mismo grosor que el actual en el área indefor-mada de la Cuenca del Ebro (32 km; Banda, 1988; Roureet al. 1989), este valor implica un adelgazamiento me-sozoico de 1.9-2.7. Este adelgazamiento es similar o li-geramente superior al calculado en la parte central de lacuenca neógena Catalano-Balear a partir de análisis desubsidencia (1.97; Roca y Guim eri, 1992).

Interpretación geodinámica regional

Las etapas de rifting mesozoicas diferenciadas en la

región de la Cuenca Catalano-Balear están directamenterelacionadas con los estadios de apertura del AtlánticoyTetis (Sopeñaet al. 1988). Así, el rifting del tránsitoPérmico-Triásico inferior registra el inicio de la rupturade la Pangea, el del Lías inferior es contemporáneo conel rifting cimmeriense inferior del Atlántico, el delCarixiense-Toarciense inferior refleja la ruptura genera-lizada de la plataforma del Tetis occidental, y el delJurásico medio-Cretácico inferior coincide con el iniciode la apertura del Atlántico central y la individualizaciónde la placa africana.

Paleógeno

La evolución paleógena de la región de la CuencaCatalano-Balear estuvo dominada por una situacióncompresiva generalizada que dio lugar a la inversión dela topografía mesozoica. Durante esta etapa, las cubetasmesozoicas se convirtieron en áreas emergidas someti-das a procesos erosivos, y las áreas emergidas mesozoi-cas, en áreas deprimidas donde se sedimentaron potentessucesiones detríticasy evaporíticas.

Esta inversión del relieve se produjo principalmentea partir de la reactivación contractiva de las fallas queconfiguraban los márgenes de las antiguas cubetas meso-zoicas. Consecuentemente, las cubetas mesozoicas se es-tructuraron en:a una zona central emergida y deforma-da únicamente por pliegues de gran radio y fallas de sal-to decamétrico a hectométrico (surco de Valencia y par-tes centrales de la Cordillera Ibérica; Stoeckinger, 1976;Guimera y Álvaro, 1990; Rocay Desegaulx, 1992), ybunas áreas marginales donde se concentró gran parte dela deformación y se produjeron los levantamientos tectó-

nicos más importantes (NW de Mallorca, CadenasCosteras Catalanas, límite septentrional de la Zona deEnlacey márgenes de la Cordillera Ibérica).

Las características geométricas y cinemáticas de laestructuras desarrolladas en estas áreas marginales vincondicionada por la relación angular entre la orientacióde las fallas mesozoicas y la dirección de compresión r

gional N-S (Guimeri y Álvaro, 1990). Así, cuando las fllas estaban orientadas perpendicularmente a esta direción de compresión, se desarrollaron sistemas de pliegues y cabalgamientos E-W (por ej. Zona de EnlaceGuimerh, 1984), y cuando su orientación era más o mnos oblicua, se generaron sistemas transpresivos formados por fallas direccionales y10 cabalgamientos con uimportante componente direccional. Este componentsena dextro en las áreas previamente afectadas por fallNW-SE (Cordillera Ibérica; Álvaroet al. 1979) y sinis-tro en las afectadas por fallas NE-SW (Cadenas Coster

Catalanas y NW de Mallorca; Anadónet al. 1985;Ramos-Guerreroet al. 1989).

El desarrollo de esta etapa compresiva no fue isócrono en toda la región de la Cuenca Catalano-Balear, sinque fue progresivamente más moderna hacia el SWMientras la deformación contractiva paleógena se desarrolló en los Pirineos orientales entre el Cretácico supriory el Oligoceno medio (Vergésy Martínez, 1988), enlas Cadenas Costeras Catalanas se produjo entre eEoceno medioy el O ligoceno superior bajo (Anadónetal. 1985), y finalmente, en el SE de la Cordillera Ibéricy en las Béticas orientales entre el Eoceno terminal y Mioceno basa1 (Pierson d'Autrey, 1987; Roca, 1992).

Evolución cortical

El acortamiento y engrosamiento cortical generadopor las estructuras contractivas paleógenas fue considrable en los Pirineosy Cordillera Ibérica, donde se hanevaluado respectivamente, acortamientos de 147km(Muñoz, 1992) y 35-40m (Guimerh y Álvaro, 1990;Rocaet al. 1990a),y engrosamientos corticales del or-den de un 187 -Pirineos- (Toméet al. 1989) y de un130 -Cordillera Ibérica- (Salas y Casas, 1993).

En contraste, en la Cuenca Catalano-Balear, las estructuras paleógenas reconocidas en superficie (CadenaCosteras Catalanas) apuntan a que no se produjo un engrosamiento tectónico apreciable, ya que el acortamiencalculado a partir de éstas es de tan solo unos 4-6m endirección NW-SE (Llopis, 1947; López Blanco, 1994); vlores que, no parece que puedan incrementarse muchmás, si tuvieramos en cuenta las estructuras contractiv

paleógenas generadas al NW de Mallorcay en el margencatalán del surco de Valencia. Con estos acortamiento(


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varió substancia lmente a lo largo del Paleógeno,y que,por lo tanto, el valor deducido para el estadio previo a laextensión oligoceno superior-burdigaliense en la restihi-ción parcial del corte restituido de la Fig. 7 13-18km), es

similar o ligeramente superior al que debió presentar al fi-nal de la extensión mesozoica 12-17km).


Esta evolución y estructuración se situan en un m ar-co regional caracterizado por el movimiento convergen-te N-S entre el conjunto Iberia-Africay Eurasia que, ini-ciado en el Cretácico superior, finalizó con la soldadurade estas dos placas entre el Oligoceno medio y elMioceno medio Puigdefabregas y Souquet, 1986; Riba

y Jurado, 1992; Vergés, 1993). Esta convergencia habríagenerado la edificación de los Pirineos, a partir de la sub-ducción de Iberia bajo Eurasia,y el desarrollo del restode sistemas contractivos paleógenos de la mitad septen-trional de Iberia.

En este marco, la región de la Cuenca Catalano-Balearmuestra que la deformación paleógena de la parte septen-trional de la placa ibérica habríamigrado hacia el SW me-diante la reactivación de las fallas mesozoicas que, en mu-chos sectores, presentarían un nivel de despegue basa1 si-tuado a unos 12-15km Roca y Guimerh, 1992).

Oligoceno superior ioceno medio

Corresponde a la etapa en la que se estructuró laCuenca C atalano-Balear como consecuencia del desarro-llo simultáneo de:a un sistema de rift en las partes cen-trales y nordoccidentales del área estudiada,y b un cin-turón de pliegues y cabalgamientos en las partes sudo-rientales del área. Así pues, la evolución oligocena supe-rior-miocena media de la región de la Cuenca Catalano-Balear se caracterizó por la coexistencia en el tiempo,

pero no en el espacio, de procesos de tipo com presivo yextensivo Fontboté et al. 1990; Roca y Desegaulx,1992).

La diferente evolución temporal que presentan am-bos procesos, permite distinguir dos períodos dentro deesta etapa oligocena superior-miocena media:

Oligoceno superior-Burdigaliense inferior.Duranteeste periodo, la mayor parte de la región analizada fuesometida a una situación extensiva WNW-ESE a E-W

que generó la Cuenca Catalano-Balear como resultadode: a la formación de un sistema de horsts y fosas orien-tadas ENE-WSW a N-S a lo largo de las Cadenas

Costeras Catalanas y la parte S E de la Cordillera Ibérica,y b el hundimiento de las áreas que, ocupadas por lasantiguas cubetas meso zoicas del surco de Valencia, habí-an estado levantadas durante el Paleógeno. De acuerdo

con esta inversión del relieve, las principales fallas acti-vas durante este período coinciden con las principales fa-llas que limitaban las cubetas mesozoicas del surco deValencia y que fueron invertidas durante el PaleógenoRoca y Guimerh, 1992).

Dentro de este mismo período de tiempo, al SE delPromontorio Balear, se habrían emplazado los primeroscabalgamientos bético-baleares que, con clara vergenciahacia el NW presentan asociados en sus partes frontalespliegues de la misma orientación Darder, 1924; Shbatet

al. 1988; Gelabert et al. 1992).

Burdigaliense superior-Serravaliense. La propaga-ción en sequenciapiggy back de las láminas de cabalga-miento bético-baleares generó que m ateriales situados enposiciones cada vez más nordoccidentales fueran involu-crados progresivamente en el edificio contractivo. Así, apartir del B urdigaliense quedaron involucrados en el edi-ficio bético-balear áreas que habían sido efectadas pre-viamente por los procesos extensivos que habían genera-do la Cuenca Catalano-Balear SE del surco de Valenciay sectores NW del Promontorio Baleary de las Béticasorientales). Consecuentemente, los procesos extensivosquedaron progresivamente restringidos a las zonas másnordoccidentales de la región de la Cuenca Catalano-Balear, donde además tuvo lugar una acusada disminu-ción de la actividad extensiva Fontbotéet al. 1990). Lamayoría de las fallas normales de salto hectométrico adecamétrico generadas previamente dejaron de funcionarde forma progresiva, de manera que, a partir delLanghiense, las únicas fallas que continuaron activasfueron las fallas kilométricas que cofiguran el margennordoccidental de la Cuenca Catalano-Balear fallas de

Barcelona, Valles-Penedes, el Camp, Baix Ebre yAmposta; García-Siñeriz et al. 1979; Cabrera, 1981;Fleta et al. 1991; Masana, 1991 ; Bartrinaet al. 1992).

El crecimiento y desplazamiento hacia el WNW delprisma orogénico bético-balear se realizó a partir del pro-gresivo apilamiento de láminas de cabalgamiento imbri-cadas hacia el NW en dos sistemas que, separados por elnivel de despegue del Keuper, presentan diferentes carac-terísticas: a un sistema inferior constituido por rocas delzócalo hercínico y del Triásico inferior-medio estructura-das generalmente en un conjunto dehorses imbricadosRamos-Guerreroet al. 1989; Roca, 1 992), yb un siste-

ma superior formado por rocas de edad post-tnásica supe-


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TORTONIENSE SUPERIOR-7 Ma-- - S NW-- E

SURCO D E VALENCIA

SERRAVALIENSE INFERIOR14 Ma-

SURCO DE VALENCIA

CATIENSE SUPERIOR AQUITANIENSE25 Ma-

CUENCA CATALANO-BALEAR SERRESDE LLEVANT(MALLORCA)

OLIGOCENO INFERIOR34 Ma-- S N W c E

SERRES DE LLEVANT(MALLORCA)

PALEOCENO SUPERIOR -56 Ma-

SERRES DE LLEVANT(MALLORCA)

,k r n r C ~ ~ ~

,:j:.~;~\-,~: -..\. ;-,\-;;S , , . ,. ;,,.; 2~,.

CRETÁCICO INFERIOR -115Ma-BARREMIENSE)

C.C.C. SERRESDELLEVANT(MALLORCA)

100 km

gua.

e6geno. Pale6geno. esozoico. m orteza continental.


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rior que se estructuran en láminas de cabalgamiento im-bricadas (Rangheard, 1984; Shbat y Santanach, 1985;Shbat et al. 1988; Gelabertet al. 1992; Roca, 1992; Ruig,1992). Este apilam iento fue acompañado, en las zonas in-

temas, por el desarrollo de fallas direccionales ENE-WSW a NE-SW con un desplazamiento dextro (Pomaretal. 1983a; Ruiget al. 1987; Roca y Vergés, 1989) que de-notan un más que probable desplazamiento transpresivodextro del prisma orogénico bético-balear.

Evolución cortical

La valoración del adelgazamiento y engrosamientogenerados, respectivamente, por la etapa de rifting oligo-cena superior-burdigaliense inferior y la edificación del

sistema de cabalgamientos bético-balear es muy difícil,ya que solo se dispone de un fragmento de todo el siste-ma d e fallas generadas por cada proceso referido y, en elcaso del edificio bético-balear, se desconoce la geome-tría del sistema en profundidad. No obstante, a partir delos datos disponibles, se han podido determinar unos va-lores mínimos para cada uno de estos dos procesos.

Así, a partir de la restitución geométrica al estadio in-deformado de las estructuras extensivas oligocenas termi-nales-rniocenas medias se ha calculado un estiram ento su-perficial NW-SE de unos 36 km (Rocay Guimerh, 1992).Este estiram iento, equivalente a un coeficiente de estira-miento de 1.2-1.3, conjuntamente con el estimado segúnuna dirección perpendicular NE-SW (1.05- 1.15), implicaun adelgazamiento de la corteza superior de 1.4-1.5.

Si consideramos que el volumen de la corteza semantiene constante y que los valores de adelgazamientode la corteza superior e inferior son los mism os, este va-lor implica que, previamente a la extensión oligocena su-perior-burdigaliense, el grosor cortical en el centro delsurco de Valencia era de unos 13-18 km (Fig. 7). Este es-

pesor cortical indicaría que la corteza estaba ya parcial-mente adelgazada con anterioridad al Oligoceno supe-rior. No obstante, hay que destacar que este valor deadelgazamiento cortical calculado a partir de las estruc-turas superficiales, no concuerda con e l deducido a par-tir del análisis de subsidencia de diferentes perfiles y po-

zos del surco de Valencia (Roca y Desegaulx, 1992;Watts y Torné, 1992a y b). Las subsidencias tectónicasinterpretadas apuntan a que el adelgazamiento generadopor el rifting oligoceno superior-burdigaliense sería mu-

cho mayor (b=1.4-4.5), de tal manera que, anteriormentea este proceso, el espesor de la corteza del surco deValencia habría sido el m ismo que en el resto de la mi-croplaca ibérica (32-34 km; Roureet al., 1989).

El engrosamiento y acortamiento producidos por laedificación del sistema de cabalgamientos bético-balearaún es m ás difícil de evaluar. Sin embargo, a partir de lasestructuras superficiales que involucran m ateriales de lacobertera post-triásica superior, puede deducirse que elacortamiento generado por la compresión bético-balear

fue como mínimo de unos 105 km (60 ). Este valor, escon toda seguridad muy inferior al real, ya que perfilessísmicos recientemente disparados en Mallorca porC.N.W. Oil España y G.E.S.A. muestran que el númerode láminas de cobertera involucradas en el edificio esmuy superior al que pueda deducirse a partir de los datosde superficie. En cuanto al engrosamiento producido porlos cabalgamientos, no se ha podido evaluar dado el grandesconocimiento que se tiene de la estructura contractivadel zócalo. Por ello, y a pesar que los pocos datos dispo-nibles muestran que el zócalo hercínico se encuentra en-grosado por un com plejo sistema de láminas imbricadas(Bourrouilh, 198 3; Roca, 1992), en el corte de la Fig.4se ha conservado el g rosor de la corteza.

Este engrosamiento del edificio bético-balear, produ-cido durante el Mioceno inferior y medio, daría lugar auna progresiva flexión del sustrato de la CuencaCatalano-Balear hacia el S E, de manera que esta cuencapasaría a comportarse como una cuenca de antepaís deledificio bético-balear (Roca y Desegaulx, 1992). Así, laCuenca Catalano-Balear sería una cuenca de rift que ha-bría evolucionado a lo largo del Mioceno inferior-medio

a cuenca de antepaís del edificio bético-balear.


La restitución de las diferentes unidades geoestructu-rales del Mediterráneo occidental a su posición en el

igura 7. Restituciones parciales del corte A-B en el Barremiense, Paleoceno superior, Oligoceno inferior, Catiense superior-Aquitaniense,Serravaliense inferior y Tortoniense superior (modificado de Rocaet al., 1990a y Roca, 1992). Las flechas indican los desplazamientos horizontalesque han tenido los diversos puntos de referencia desde la restitución inmediatamente más antigua. Ver situación del corte en las Figs. 2 y4. C C CCadenas Costeras Catalanas;M- Moho.

Figure 7. Restored versions of the A-B cross-section (see location in Figs. 2 and4 in Barremian, Late Palaeocene, Early Oligocene, late Catian-Aquitanian, early Serravallian and late Tortonian times (modified from Rocaet al., 1990a and Roca, 1992). Arrows indicate the horizontal displace-ment of the reference points from the former restitution.C C C Catalan Coastal Ranges;M- Moho.


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y el conjunto formado por el Bloque Corso-sardo, lasCabilias y el Promon torio Balear al arco externo que se-pararía las cuencas de retroarco de la placa africana. Enconcordancia con este modelo, estarían los datos de to-

mografía obtenidos por Spakm an 1986), que muestranque la conv ergencia cenozoica a nivel de placas se reali-zó, en el Mediterráneo occidental, mediante una subduc-ción de la placa africana bajo la ibero-euroasiática.

Dentro de este m odelo, uno de los problemas plante-ados, es el papel que jugarían las unidades corticales queconfiguran el denominado dom inio de Alborán. En efec-to, situadas entre Africa e Iberia y desplazadas más de250 km hacia el W Balanyá, 1991), se desconoce si es-tas áreas fromaban parte de una placa u otra, o bien cons-tituían por si solas un dominio cortical individualizado.En consecuencia, en el ámbito de la región d e la CuencaCatalano-Balear, no se sabe si la placa que subducía alSE del P romontorio Balear era la placa africana propia-mente dicha o bien elementos corticales del dominio deAlborán.

Aplicando este modelo geodinámico Fig.7), la evo-lución oligocena superior-miocena media de la región dela Cu enca Catalano-Balear estaría regida por la subd uc-ción hacia el NW de Africa ?) bajo Iberia, la cu al, situa-da al S E del Promontorio Balear, generaría:a La forma-

ción de una cuenca de retroarco Cuenca Catalano-Balear) y de un sistema de cabalgamientos en la zona ad-yacente a la zona de subducción edificio bético-balear),y b rocas volcánicas de caracter calcoalcalino que ex-truirían cerca de la zona d e subduc ción.

Esta subduc ción, que a lo largo del Mioceno inferiory medio produciría un desplazamiento continuado delvulcanismo calcoalcalino hacia el W y el crecimientodel edificio bético-balear, finalizaría en el Langhiensesuperior-Serravaliense inferior Poma ret al . 1983b;Ramos-Gueneroe t al . 1989; Roca, 1992; Martíet al .1992). En este mom ento, la colisión entre las placas ibé-rica y la que subducía Africa o Alborán? daría lugar aldesarrollo de la ma yor parte de las estructuras contracti-vas de la región sudorienta1 de la Cuenca Catalano-Balear surco de Valencia, Prebético de Alicante, Ibizaysectores NE de Mallorca).

Respecto al sentido de d esplazamiento de la placa quesubducía bajo Iberia, la presencia en el interior del edifi-cio bético-balear de fallas direccionales dextras orienta-das paralelamente al límite entre ambas placas Ruiget

al. 1987; Roca y Vergés, 1989; Ruig, 1992), sugiere queel desplazamiento de la placa que subducía no fue com-

pletamente perpendicular al límite de placas sino que pre-sentó un importante com ponente direccional dextro.

Mioceno medio Cuaternario

Iniciada en las partes nordorientales de la cuencaMallorca) en el Serravaliense medio y en las partes su-

doccidentales Béticas orientales) en el Tortoniense infe-rior, esta etapa se caracteriza por el establecimiento deuna situación extensiva generalizada a nivel de toda laCuenca Catalano-Balear Fontbotéet al . 1989; Roca,1992; Benedicto et al . 1993). Esta situación extensivaviene registrada por la extrusión de rocas vo lcánicas al-calinas y por una estructuración extensiva generalizadade la corteza sup erior.

En función de la magnitud y características de losprocesos extensivos, dentro del área analizada pueden di-ferenciarse tres sectores:

l dominio catalano-valenciano, en el que si bienperduran las condiciones extensivas, se va produ-ciendo una m arcada atenuación de la tectónica exten-siva del sistema de fallas ENE-WSW a N-S que ge-neraron la Cuenca Catalano-Balear Fontbotéet al .1990).

l dom inio bético-balear, que, situado al S E del an te-rior, se caracteriza por el colapso extensivo d el edifi-cio de cabalgamientos bético-balear a partir de la re-activación en movimiento normal de todo el sistemade cabalgamientos formados durante el Oligocenosuperior-Mioceno medio Roca y Desegaulx, 1992).Esta tectónica extensiva da lugar a la formación de unsistema de horsts y fosas orientados ENE-WS W q ueindividualizan el Promontorio Balear y hunden granparte de las áreas estructuradas contractivamente du-rante el O ligoceno superior-Mioceno medio.

a zona de fractura NW-SE que, desde el Em pordihasta Men orca, separa las cuencas Catalano-Balear yLiguro-Provenzaly muestra una fuerte a ctividad tec-tónica durante este período. Esta ac tividad queda re-flejada por: a la formación de fosas NW-SE en suextremo nordoccidental 17E mp ordi y la Selva;Agustí et al. 1990; Fleta y Escuer, 1991),b la acti-vidad extensiva de fallas orientadas NW-SE tanto enMenorca como en su margen nordorientalBourrouilh, 1 983; Cavaller, com. pers.) yc la apa-

rición de num erosos edificios volcánicos a lo largo de

las diferentes fallas NW-SE que integran esta zona defractura Mauffret, 1976; Sans, 1991).


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Evolución cortical

La extensión a nivel de corteza superior que generatodo este conjunto de estructuras es muy b aja. Así, en el

corte de la Fig. 4 se ha evaluad o un estiramiento superfi-cial, perpendicular a las fallas normales ENE-WSW aNE-SW post-mioceno medias, de unos 8km (3 ). Siasumimos que el volumen de la corteza se mantieneconstante y conservamos estos valores de estiramientoen la corteza inferior, resulta que l a estructuración mio-cena media-cuaternaria no ha producido variacionessubstanciales de la morfología de la M oho, esto es, no hagenerado un adelgaz amiento cortical apreciable.

Ahora bien, las características evolutivas del magm a-

tismo alcalino m ioceno sup erior-cuaternario y análisis desubsidencia realizados en el surco de Valencia (Martíetal., 1992), muestran, en cam bio, que el grosor del mantolitosférico y de la co rteza inferior se han reducido consi-derablemente (>20 km; Janssenet al., 1993). Este re-ciente adelgazamiento subcortical, tambien inferido apartir de modelizaciones bidimensionales que simu lan elcomportamient térmico y mecánico de la litosfera delsurco de Valencia (Janssenet al., 1993), parece que ha si-do m áximo en el límite Mioceno-Plioceno y que desdeentonces se ha ido incrementando progresivamente(Martí et al., 1992).

Interpretación geodinárnica regional

La evolución miocena media-cuaternaria de laCuenca Catalano-Balear es el resultado de la superposi-ción de dos procesos geodinámicos diferentes: uno aso-ciado a la prog resiva atenuación de la subsiden cia tectó-nica del su rco de Valencia y a la actividad tectónica ex-tensiva de las fallas marginales del do minio catalano-va-lenciano, y el o tro ligado al colapso del edificio bético-balear.

Parece claro que el primero d e estos dos procesos co-rresponde a la evolución post-rift de la etapa de riftingoligoceno superior-miocena inferior que generó lascuencas Catalano -Balear y Ligu ro-Provenzal. En efecto,las curvas de subsidencia obtenidas en el dominio cata-lano-valenciano (Rocaet al., 1990b; Watts et al., 1990;Roca y Desegaulx, 1992) y en la Cuenca Liguro-Provenzal (Be ssis, 1986; Bessis y Burrus, 1986), son si-milares con las d e la mayo ria de rifts en su etapa de re-lajación térmica.Y por lo que hace referencia a la res-tricción de la actividad tectónica extensiva a las fallasmás m arginales del sistema, este es un hecho habitual enlos estadios post-rift de las cuencas extensivas (Badleyet

al., 1988; Weissel y Karner, 1989), donde la sub sidenciadiferencial entre la misma cue nca y las áreas que la limi-tan shoulders) genera el movimiento de las fallas queseparan estos dos sectores.

Asociada a esta evolución post-rift, y, especialm ente,a partir del límite Mioc eno-Plioceno, el manto litosféri-co se adelgazaría considerablemente dando lugar al de-sarrollo de un im portante vulcanismo alcalino y al incre-mento de la subsidencia tectónica en las áreas más cen-trales de las cuencas.

En con traste, el proceso geodinám ico que ha gen era-do el colapso del edificio bético-balear no es ni muchomenos claro. Aunque todos los autores concuerdan en

aceptar que existe un estrecha relación entre la aperturade la C uenca Argelina o de Alborán y el colapso del edi-ficio bético-balear, hasta la actualidad no hay acuerdo so-bre el origen de este proceso geodinám ico. Mientras pa-ra algunos autores viene generado por el simple colapsogravitatorio del edificio contractivo (Dewey, 1988;Doblas y Oyarzun, 1989; Platt y Vissers, 1989), paraotros, el colapso y formación de las cuencas citadas esdebido a: a el desplazamiento hacia el W de las zonasinternas del edificio bético-balear a partir de procesos deexpulsión lateral de bloques corticales (Andrieuxet al.,1971; Leblanc y Oliver, 1984; Boccalettiet al., 1987;Sanz de Galdeano, 1990),b por una m igración hacia elS y W de la subducción de Africa bajo Europa que crea-ría una cuenca marginal en las áreas previamente engro-sadas por los cabalgamientos (Boccaletti y Guazzone,1974; Roca et al., 1990a; García-Dueñaset al., 1992), oc por movimientos diapíricos del manto (Weijermars,1985; Doblas y Oyarzun, 1989).

CONSIDERACIONES GENERALES

1. La evolución geodinámica de la región de la CuencaCatalano-B alear ha sido muy comp leja desde la fina-lización de la orogenia hercínica (Fig. 9) y en ellapueden distinguirse tres grandes etapas:a una etapamesoz oica en la que la región e stuvo som etida a unasituación geodinárnica extensiva que generó am pliascuencasy un vulcan ismo alcalino;b una etapa pale-ógena con predominio de procesos compresivos quedieron lugar a edificios integrados por pliegues, ca-balg am iento~ fallas direccionales; yc una últimaetapa oligocena superior-neógena, muy compleja,que se caracteriza por la creación de la CuencaCatalano-Balear a partir de procesos geodinámicostanto de carácter extensivo (rifting oligoceno supe-


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Figura9 Correlación entre la evolución tectónica reconocida en las Cadenas Costeras Catalanas, M allorcay las áreasNW y SEdel surco de Valencia.En cada uno de estos sectores se han indicado las diferentes situaciones tectónicasy principales tipos de estructuras que se han sucedido desdPaleozoico hasta la actualidad.

DOMINIO CATALANO-VALENCIANO

E D A D

PLIOCENO

Figure9 Correlation chart comparing the post-Hercynian tectonic evolution of the Catalan Coastal Range, Mallorca and theW and SE Valenciatrough areas. In each differenciated sector, the time evolution of the recognized tectonic situations as well as their related structu

DOMINIO BÉTICO-BALEAR

O

rior-mioceno inferior del dominio catalano-valencia-no y colapso m ioceno medio-cuaternario del edificiobético-balear) como compresivo edificación del sis-tema de cabalgamientos del dominio bético-baleardurante el Oligoceno superior-Mioceno medio).Reflejando esta complejidad geodinámica, en esta ú1-tima etapa, se desarrolla un importante vulcanismo,primero, de tipo calcoalcalino Mioceno inferior-me-dio) y después de tipo alcalino Mioceno medio-Cuaternario).

< Compresión. r Falla normal. Falla direcciona l.

Extensión. Cabalgamiento.


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muchas fallas mesozoicas reactivadas, se constataque la deformación y las principales estructuras con-tractivas paleógenas y extensivas neógenas se han de-sarrollado habitualmente en los márgenes de las anti-

guas cubetas mesozoicas. En estas bandas de defor-mación (Cadenas Costeras Catalanas, por ejemplo),las características cinemáticas y dinám icas de las es-tructuras cenozoicas resultantes de la reactivación delas fallas m esozoicas que configuraban estos m árge-nes, han estado controladas por la orientación que és-tas presentaban respecto al campo de esfuerzos impe-rante en cada período. Así, durante la comp resión pa-leógena, en los márgenes mesozoicos orientadosoblicuarnente a la dirección de compresión N-S seedificaron sistemas transpresivos (Cordillera Ibérica,

Cadenas Costeras Catalanas, NW de Mallorca) y enlos márgenes dispuestos perpendicularmente a estadirección se formaron haces de plieguesy cabalga-mientos orientados E-W (Pirineos, Zona de Enlace,Carneros). Posteriormente, durante la extensión neó-gena NW-SE, los márgenes E-W y NW-SE se mantu-vieron inactivos y los N E-SW fueron reactivados denuevo en sentido extensivo, de manera que las fallasmesozoicas volvieron a jugar como fallas normales.

Por su parte, en el dominio bético-balear, la intensadeformación contractiva neógena impide reconocerla estructura mesozoica del área y, por lo tanto eva-luar el papel que han p odido jugar éstas en la estruc-turación cenozoica del dominio. No obstante, las di-ferencias en la estratigrafía del Mesozoico observa-das entre láminas de cabalgamiento contiguas y laidéntica orientación que presentan las estructurasneógenas y las pocas fallas mesozoicas reconocidas(ver por ej. Gelabertet al. 1992; Ruig, 1992), pare-cen apuntar, tal como proponen la m ayoría de los au-tores que han trabajado en el área (García-Hernándezet al. 1980; Martínez del Olmo et al. 1986 ; Vera,

1988), que algunos de los principales cabalgamientospodrían resultar de la reactivación de antiguas fallasnormales mesozoicas.

3 La restitución del grosor cortical que se ha calculadopara cada etapa a partir de las estructuras superficia-les y con servando el volumen de la corteza, muestraque el adelgazamiento que presenta actualmente lacorteza de la Cuenca Catalano-Balear podna ser engran parte heredado del Mesozoico (Fig.7). Segúnlas restituciones realizadas en la sección cortical que

va desde la C uenca del Ebro hasta Mallorca (Fig.4 ,el espesor cortical que presenta el surco de Valenciaes el resultado principalmente de las etapas extensi-

vas neógena y mesozoica, las cuales generaron res-pectivamente un adelgazamiento con valores de 1.4-1.5 (30-35 ) y 1.6-1.7 (35-40 ). Los engrosamien-tos generados por las com presiones paleógena y béti-

co-balear evaluados sobre el mismo corte, aunquetambién han influido en la estructura cortical delárea, presentan valores muy bajos en el interior delsurco de Valencia (< lo ), de manera que puedenconsiderarse poco importantes respecto a los proce-sos de adelgazamiento reseñados.

4. La ascensión astenosférica que se constata bajo laCuenca Catalano-Balear (Marillier y Mueller, 1985;Suhadolc y Panza, 1988) parece ser que se ha desa-rrollado principalmente con posterioridad a la etapade rifting que generó la C uenca Catalano-Balear. Enefecto, mientras la etapa de rifting es de edadOligoceno superior-Mioceno inferior, las m anifesta-ciones volcánicas alcalinas que denotan una exten-sión subcortical con gran p robabilidad asociada a unaascensión astenosférica(Martí et al. 1992), son, encambio, de edad Mioceno superior-Cuaternario. Laausencia de rocas alcalinas pre-miocenas superioresno excluye que la ascensión astenosférica se iniciaraanteriormente durante la etapa de rifting, únicamentepone de manifiesto que ésta ha seguido desarrollán-dose con posterioridad a la estructuración extensivade la cuenca.

CONCLUSIONES

De los datos expuestos se deduce que la evoluciónpost-hercínica del área de la Cuenca Catalano-Balearpuede subdividirse en 5 grandes etapas, el tránsito entrelas cuales, generalmente, se inició en las partes nordo-rientales del áreay fue m igrando progresivamente haciael SW.

érmico-Cretácico superior. Relacionada con laapertura del Atlántico y Tetis, durante este período elárea de la Cuenca Catalano-Balear fue sometida auna situación extensiva que dio lugar a: un adelgaza-miento cortical notable (>35 ), un vulcanismo alca-lino triásico superior y jurásico m edio, y la formaciónde un conjunto de cubetas y umbrales limitados porfallas normales NE-SWy WNW-ESE.

retácico superior-Oligoceno superior. Durante este

período, la parte oriental de Iberia fue afectada por unrégimen com presivo inducido por la colisión entre lasplacas ibéricay euroasiática. Este nuevo régim en ge-


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neró el levantamiento de las cubetas mesozoicas co-mo resultado de la inversión tectónica de las fallasextensionales que las limitaban. Las fallas orientadasperpendicularmente a la dirección de compresión N-S se reactivaron como cabalgamientos (por ej.Pirineos y Zona de Enlace),y las dispuestas oblicua-mente se removilizaron con un importante compo-nente direccional (por ej. Cadenas Costeras Catalanasy Cordillera Ibérica).

ligoceno superior-Mioceno inferior. En relacióncon la apertura de la Cuenca Liguro-Provenzal, elNEde Iberia fue sometido de nuevo a un régimen exten-sivo que originó la cuenca de retroarco Catalano-Balear como resultado del hundimientoy adelgaza-

miento de las áreas levantadas durante el Paleógeno,y del desarrollo de un sistema de horstsy fosas a lolargo del dominio catalano-valenciano. Sincrónica-mente, al SE de la posición actual de las islasBaleares, se inició el emplazamiento hacia el NW delas primeros cabalgamientos béticosy extruyeron ro-cas volcánicas calcoalcalinas, procesos que parecenindicar el inicio de la subducción de Africa bajoIberia.

ioceno inferior alto-Mioceno medio Lang hiense).La Cuenca Catalano-Balear pasó de ser una cuencaextensiva a una cuenca de antepaís del orógeno béti-co-balear. Durante este período, mientras la actividadextensiva se fue atenuando en el dominio catalano-valenciano, la litosfera fue flexurada hacia elSE sin-crónicamente con el progresivo apilamiento de lámi-nas de cabalgamientos béticos. Estos cabalgamientosincorporaron progresivamente las partes mássudo-rientales de la cuenca de antepaís, de manera que enla actualidad la mayor parte de ésta se encuentra in-volucrada dentro del edificio compresivo bético-ba-lear. La propagación hacia el NW del frente de cabal-

ga mien to~ ue acompañada por una migración en elmismo sentido de la actividad magmática calcoalca-lina que pasó a desarrollarse preferentemente a lo lar-go del eje del surco de Valencia, migración que pue-de relacionarse con la continuación de la subducciónde Africa bajo Iberia.

ioceno medio Serravaliensej-Cuaternario.Corresponde a un período de relativa calma tectóni-ca.A excepción de la zona de fractura NW-SE quesepara las cuencas Catalano-Baleary Liguro-Provenzal, donde hay una fuerte actividad extensivaque crea nuevas fosas NW-SE, en el dominio catala-no-valenciano continúa la atenuación de la actividad

tectónica extensiva. En el dominio bético-balearcompresión bética es substituida por un régimen tensivo que, relacionado con la apertura de la CueArgelina, da lugar al colapso del edificio de cabamientos. De acuerdo con la finalización de la actdad contractiva en la Cuenca Catalano-Balear, el vcanismo calcoalcalino pasa a ser substituido por de tipo alcalino que parece señalar una ascensióntenosférica.

AGRADECIMIENTOS

En este artículo se describen resultados de la tesis doctoral elrada por el autor entre los años 1987-1992 en la UniversidadBarcelona. Estos resultados expresan parte de las conclusiones dcomunicación Cenozoic crustal evolution of eastern Iberian pla

cross-section from the Pyrenees to the Mallorca island de E. RocSibat,J. Vergés,J. Gu ime ri y J. A. Muñoz que se presentó en el congreso Tbe Valencia Trough: Geology and Geophysics celebradoMallorca en 1990.

Las sugerenciasy comentarios científicos deP. Santanach,J.Vergés y L. Cabrera han contribuido a mejorar este trabajo. La invgación necesaria para desarrollar este trabajo ha sido financiadolos proyectos CICYT GE089-0831 y PB91-0252 y con el soportComissionat per Universitatsi recerca de la Generalitat de catalunya,Grup de qualitat GRQ94-1048.

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