Evolución geodinámica del Oroclinal Ibero Armoricano
Resumen Abstract Índice Conclusiones
Daniel Pastor Galán
2013-A
El oroclinal Ibero Armoricano se sitúa en la cadena Varisca del suroeste de Europa, que es un orógeno a escala continental -con dimensiones de 8000 km de largo y 1000 de ancho- que se formó como consecuencia de una colisión continental producida durante el Devónico y el Carbonífero. La deformación Varisca represnta la clausura de entre dos y cuatro océanos situados entre los continentes de Laurencia, Baltica, Gondwana y varios microcontinentes durante la amalgamación de Pangea. El oroclinal Ibero Armoricano se caracteriza por presentar un patrón estructural con forma de arco de 180º que se puede seguir desde la península de Bretaña, a través del mar Cantábrico y el oeste de la península Ibérica, donde desaparece bajo el frente alpino del Sur de Iberia. Las interpretaciones más recientes consideran al oroclinal Ibero Armoricano parte de un sistema doble de oroclinales con forma de “S” que continúa hacia el sur de la península en el arco Centroibérico.
El oroclinal Ibero Armoricano ha sido objeto de muchos estudios, especialmente en su núcleo, que pretendían resolver la cinemática de su curvatura. De estos estudios se han desprendido varias hipótesis distintas para su formación: un arco primario procedente de un gofo Neoproterozoico, un arco progresivo resultado de la indentación de un bloque puntiagudo situado en Gondwana o Avalonia, una colisión no cilíndrica, un origen epidérmico basado en el cambio de la dirección de transporte de los mantos, una cizalla transcontinental y más recientemente un oroclinal verdadero formado por la rotación de un orógeno linear alrededor de un eje vertical.
En esta tesis se ha estudiado la cinemática y dinámica del oroclinal Ibero Armoricano a través de la geología estructural, la modelización análoga y la geocronología de circones detríticos. A lo largo de los distintos capítulos de esta tesis se han discutido los hallazgos y aportaciones de la investigación realizada. A continuación se expone un resumen de las principales conclusiones y aportaciones de esta tesis al estudio del oroclinal Ibero Armoricano (oroclinal Ibero Armoricano) ordenadas en función de lo distintos aspectos abordados a lo largo de esta tesis.
El oroclinal Ibero Armoricano, especialmente en su núcleo, el oroclinal Cantábrico, presenta las características estructurales y estratigráficas necesarias para poder indagar en su cinemática y encuadrarla de forma eficaz en un marco cronológico suficientemente detallado. El análisis de los patrones de diaclasas estudiados en el oroclinal Cantábrico muestra la presencia de al menos tres fases distintas de formación de fracturas:
A) Durante la colisión de Gondwana y Laurencia, que formó el orógeno Varisco, se produjo un conjunto de diaclasas con orientaciones paralelas y perpendiculares a las estructuras resultantes de los procesos de deformación principal y cuyas envolventes fueron plegadas a la vez que todo el resto del orógeno durante la formación del oroclinal.
B) Durante la compresión N-S, en coordenadas actuales, que produjo el plegamiento oroclinal del Orógeno Varisco en Iberia, se generó una nueva población de diaclasas que se reconocen en las rocas sedimentarias continentales del Pensilvaniense superior, con orientaciones N-S y E-O, cuando el oroclinal Ibero Armoricano ya había sido plegado entre un 30% y un 50%. Las envolventes fueron plegadas de forma subsecuente y registraron así el resto de rotación con eje vertical que tuvo lugar hasta el Pérmico inferior. Por esta razón, presentan una curvatura entre el 50% y 70% de la que presentan las envolventes de las diaclasas formadas durante la orogenia Varisca.
C) Con posterioridad al Pérmico Inferior, y probablemente relacionado con los distintos movimientos tectónicos alpinos producidos en el norte de Iberia al final del Mesozoico y el Cenozoico, se formaron 3 distintos patrones de diaclasas en las que no se registran rotaciones de eje vertical con orientaciones N-S, E-O y N120ºE.
Estos patrones de diaclasas muestran que el oroclinal Ibero Armoricano, al menos en su núcleo, estaba plegado entre un 30% y un 50% en el Estefaniense B-C (Kasimoviense y Ghzeliense superior, entre hace 306 y 303 millones de años) y formado completamente en el inicio del Pérmico Inferior. Si se asume que el oroclinal Ibero Armoricano se produjo a una velocidad constante, este se habría formado desde el Moscoviense hasta el límite Carbonífero-Pérmico (311 a 299 millones de años) en un periodo que no pudo ser muy superior a los 10 millones de años. Estos resultados son coherentes con los observados mediante el paleomagnetismo (Weil et al., 2010) y son coherentes con las estructuras dúctiles del arco externo (Gutiérrez-Alonso et al., 2010) que se interpretan como la acomodación rotación en esa zona del oroclinal Ibero Armoricano. Una velocidad como la sugerida para el cierre del oroclinal Ibero Armoricano, incluyendo la rotación de sus dos flancos, tanto en términos angulares, entre 15º/106 años y 20º/106 años, como de acortamiento que implicaría velocidades mayores de 10 cm/año, convierte a la formación del oroclinal Ibero Armoricano en un proceso bastante rápido comparado con el oroclinal de Bolivia (4º/106 años y cerca de 9 cm/año, Allmendinger et al., 2005), el de Calabria (11º/106 años y 5,5 cm/año, Cifelli, 2008; Johnston y Mazzoli, 2009) o los oroclinales de Alaska (10º/106 años y 4 cm/año, Johnston, 2001).
Un proceso como el plegamiento de un orógeno a escala continental necesariamente tiene que tener un reflejo en la generación de estructuras en todos los niveles de la litosfera. Durante la formación del oroclinal Ibero Armoricano se formaron en la corteza media e inferior fallas transcurrentes (Gutiérrez-Alonso et al., 2010) mientras que en la corteza superior del oroclinal Ibero Armoricano se produjeron, además de las distintas familias de diaclasas observadas o los cabalgamientos fuera de secuencia (Alonso et al., 2009), los pliegues cónicos con orientación radial a las estructuras Variscas. Durantre plegamiento oroclinal se formaron pliegues con diferentes características geométricas (i.e. ángulos semiapicales y orientaciones de los ejes) en función de la morfología que las diferentes superficies adquirieron durante la orogenia Varisca y de la posición que ocupaban respecto al eje vertical de rotación del oroclinal. El estudio de estos pliegues en la unidad de Somiedo y en la sección más occidental de la ZAOL ha permitido situar el eje vertical de rotación local en algún lugar cercano a la traza del plano axial del sinforme de Los Lagos, que actuó como una línea de deformación neutral, es decir, no sufrió ni acortamiento ni estiramiento. De esta manera, todas las rocas en la unidad de Somiedo situadas al este de la traza axial del sinforme de Los Lagos estaban situadas durante la formación del oroclinal Ibero Armoricano en el campo cinemático del acortamiento y las rocas situadas al este de la citada traza axial estaban situadas en el dominio del estiramiento.
Si bien ha sido posible un estudio pormenorizado de algunas de las estructuras producidas durante la formación de un oroclinal en la corteza gracias a los afloramientos existentes (Gutiérrez-Alonso et al., 2010; esta tesis), el estudio de la respuesta litosférica a un plegamiento a escala litosférica solo puede hacerse a través de métodos indirectos como la geocronología (Gutiérrez-Alonso et al., 2011a), la geofísica (Martínez-Catalán, 2011), la geoquímica (Gutiérrez-Alonso et al., 2011b) o bien mediante la modelización de los procesos ya sea numéricamente (e.g. Muñoz-Quijano y Gutiérrez-Alonso, 2007a; 2007b) o análogamente (esta tesis). En este trabajo se ha mostrado como la modelización análoga es una herramienta imprescindible para comprender los procesos a escala litosférica y de una forma particular los oroclinales. Los experimentos realizados avalan el mecanismo de deformación tangencial-longitudinal propuesto por Gutiérrez-Alonso (2004) como un mecanismo plausible que pueda producir extensión y adelgazamiento de la litosfera bajo el arco externo y un acortamiento importante de la litosfera en el arco interno que pudiese producir una raíz litosférica durante un plegamiento oroclinal a escala litosférica. En todos los experimentos realizados, la raíz litosférica se produjo mediante distintos tipos de plegamiento litosférico, de manera similar a otros mecanismos de engrosamiento litosférico como los propuestos en las hipótesis y modelizaciones planteadas por Cloetingh et al. (1999; 2002), Pysklywec et al. (2010) o Fernández-Lozano et al. (2011) entre otros, para la compresión intraplaca.
La modelización del proceso de desprendimiento del manto litosférico muestra que en ciertas condiciones experimentales el desprendimiento de la litosfera es posible y ocurre con facilidad. Sin embargo, por debajo de estas condiciones, este proceso no ocurrió pese a que siguiendo las reglas de escalado y los modelos teóricos debería haber ocurrido. La interpretación de este hecho pasa porque bajo dichas condiciones no se supera el límite elástico o de fluencia de la plastilina utilizada para modelizar la astenosfera (Zualuf y Zulauf, 2004). No obstante, los experimentos que se realizaron con temperaturas por encima de ciertas condiciones térmicas muestran cómo los procesos de goteo (dripping) parecen actuar a la vez que los procesos de ruptura y delaminación una vez comienza una inestabilidad de Rayleigh-Taylor (Molnar et al., 1998). Estos experimentos se asemejan al desprendimiento de la litosfera como el interpretado en los Cárpatos bajo el arco de Vrancea (e.g. Fillerup et al., 2010). Además, siguiendo las normas de escalado para procesos litosféricos (Davy y Cobbold, 1991) los modelos análogos indican que este proceso tomaría unos 8Ma. para estar en un estadio intermedio y unos 15Ma. para la completa sustitución de la raíz litosférica por la astenosfera, datos que están en concordancia con los resultados de Schott y Schmelling o Pysklywec y Cruden (2004) utilizando modelización numérica y con la cronología propuesta para el oroclinal Ibero Armoricano (Gutiérrez-Alonso et al., 2011a).
Los grandes cambios en la morfología de litosfera, ya sea el engrosamiento o el adelgazamiento litosférico, muestran siempre una respuesta topográfica. Si el oroclinal Ibero Armoricano ocurrió a escala litosférica tuvieron que ocurrir grandes cambios topográficos similares a los observados en los rift y en zonas con gran engrosamiento del manto litosférico. En un rift, litosfera está muy adelgazada y consecuentemente la astenosfera ocupa un lugar próximo a la superficie lo que produce un flujo térmico que eleva la topografía. Sin embargo, en las zonas donde hay un gran engrosamiento del manto litosférico se produce el efecto contrario, una gran subsidencia como ocurre por ejemplo en la cuenca de Focsani al este de los Cárpatos.
El estudio geocronológico de isótopos de U-Pb en circones detríticos en rocas de la Zona Cantábrica con edades que varían desde Ordovícico a Pérmico ha revelado que la topografía en el noroeste de Iberia solo varió durante la orogenia Varisca (Devónico Superior a Mississippiense Superior) y durante el plegamiento oroclinal (Pennsilvaniense) y, justamente después del mismo, durante el Pérmico Inferior. Estos datos apoyan un origen litosférico para el oroclinal Ibero Armoricano, cuya formación adelgazaría la litosfera en el arco externo y la engrosaría en el arco interno realzando la topografía del arco externo y deprimiendo la del arco interno permitiendo la formación de depósitos molásicos durante el Pensilvaniense, mientras que, debido al desprendimiento litosférico de la raíz formada bajo el oroclinal Cantábrico (arco interno del oroclinal Ibero Armoricano) durante el Pérmico, la topografía se invertiría produciendo elevación en el núcleo del oroclinal Ibero Armoricano y cambios en los aportes de sedimentos. Esta interpretación, además concuerda con los modelos numéricos propuestos por Muñoz-Quijano y Gutiérrez-Alonso (2007a, 2007b).
Así, y contando con los estudios previos y los llevados a cabo en colaboración a la vez que esta tesis, se puede concluir que una interpretación plausible es que el orógeno Varisco fue plegado alrededor de un eje vertical durante el Pennsilvaniense en un espacio de tiempo de alrededor de 10 millones de años. Las estructuras formadas durante la formación del oroclinal Ibero Armoricano sugieren que este plegamiento se produjo debido a un gran cambio del campo de esfuerzos pasando a ser de E-O a N-S en coordenadas actuales, lo que apunta a que el plegamiento del orógeno se formó mediante un mecanismo de buckling. El plegamiento habría afectado a toda la litosfera, que se habría deformado mediante un mecanismo dominante de tipo deformación longitudinal-tangencial. De acuerdo con los modelos analógicos realizados, la raíz formada en la litosfera mantélica bajo el núcleo del oroclinal fue probablemente producida por plegamiento litosférico. Dicha raíz en algún momento alrededor del límite Carbonífero-Pérmico dejó de ser gravitacionalmente estable debido a los distintos procesos físico-químicos a los que estaba sometida. En ese momento pudo comenzar a desarrollarse una inestabilidad de tipo Rayleigh-Taylor que finalizó con el desprendimiento y hundimiento del manto litosférico en el manto en un proceso que pudo ser de delaminación litosférica, goteo (dripping) o una mezcla de ambos.
Abstract castellano
El oroclinal Ibero Armoricano se sitúa en la cadena Varisca del suroeste de Europa, que es un orógeno a escala continental -con dimensiones de 8000 km de largo y 1000 de ancho- que se formó como consecuencia de una colisión continental producida durante el Devónico y el Carbonífero. La deformación Varisca represnta la clausura de entre dos y cuatro océanos situados entre los continentes de Laurencia, Baltica, Gondwana y varios microcontinentes durante la amalgamación de Pangea. El oroclinal Ibero Armoricano se caracteriza por presentar un patrón estructural con forma de arco de 180º que se puede seguir desde la península de Bretaña, a través del mar Cantábrico y el oeste de la península Ibérica, donde desaparece bajo el frente alpino del Sur de Iberia. Las interpretaciones más recientes consideran al oroclinal Ibero Armoricano parte de un sistema doble de oroclinales con forma de “S” que continúa hacia el sur de la península en el arco Centroibérico.
El oroclinal Ibero Armoricano ha sido objeto de muchos estudios, especialmente en su núcleo, que pretendían resolver la cinemática de su curvatura. De estos estudios se han desprendido varias hipótesis distintas para su formación: un arco primario procedente de un gofo Neoproterozoico, un arco progresivo resultado de la indentación de un bloque puntiagudo situado en Gondwana o Avalonia, una colisión no cilíndrica, un origen epidérmico basado en el cambio de la dirección de transporte de los mantos, una cizalla transcontinental y más recientemente un oroclinal verdadero formado por la rotación de un orógeno linear alrededor de un eje vertical.
En esta tesis se ha estudiado la cinemática y dinámica del oroclinal Ibero Armoricano a través de la geología estructural, la modelización análoga y la geocronología de circones detríticos. De los datos presentados en este trabajo y publicados anteriormente se puede interpretar que el orógeno Varisco fue plegado alrededor de un eje vertical durante el Pensilvaniense superior en un proceso de 10 millones de años de duración. Las estructuras que se desarrollaron durante la formación del mismo, sugieren que el proceso de plegamiento se produjo debido a un cambio en el régimen de esfuerzos de este-oeste a norte-sur (en coordinadas actuales) lo que implicaría que el plegamiento se produjo por pandeo (buckling). Este proceso de plegamiento habría ocurrido a escala litosférica, que presumiblemente se deformó mediante el mecanismo de deformación longitudinal-tangencial. De acuerdo con la modelización análoga este plegamiento produciría una raíz litosférica bajo el núcleo del oroclinal producida posiblemente por plegamiento litosférico. Esta raíz habría dejado de ser estable gravitacionalmente en el límite Carbonífero-Pérmico, momento en el que comenzaría una inestabilidad tipo Rayleigh-Taylor que acabaría con el desprendimiento y hundimiento de la raíz litosférica en el manto astenosférico. Un proceso de desprendimiento litosférico como el descrito habría producido una inversión de la topografía como la que ha sido registrada en los circones detríticos.
Abstract English
The Ibero-Armorican orocline is a central component of the Western European Variscan Belt, a complex continental-scale orogen (1000 km wide and 8000 km long) that formed through a series of protracted collisional events extending from ca.420 Ma to 320 Ma. Variscan deformation represents the closing of at least two – and possibly four – oceans between Laurentia, Baltica, Gondwana, and several micro-continents during the Paleozoic amalgamation of the Pangea supercontinent. The Ibero-Armorican orocline is characterized by the arcuate structural trend that traces an arc from Brittany across the Cantabrian Sea into western Iberia, where it is truncated by the Cenozoic Betic-Alpine front in southern Spain. New studies consider the Ibero-Armorican orocline as part of a coupled bend together with the southern Central-Iberian arc.
The Ibero-Armorican orocline is a curved orogenic system characterized by a 180o bend of the Variscan structural grain. The Ibero-Armorican orocline has been the object of many studies, especially at its core. The aforementioned studies have attempted to decipher the curved mountain belt kinematics, and a wealth of different hypotheses have been proposed: a primary arc inherited from a Neoproterozoic embayment; a progressive arc resulting from indentation of a point-shaped block situated either in Gondwana or in Avalonia, an oblique collision producing a non-cylindrical orogen, a thin-skinned origin produced by a progressive change in the transport direction of the thrust units similar to a photographic iris, a large scale trans-continental shear zone, and more recently a true orocline formed by the rotation around a vertical axis of an originally linear orogen.
In this PhD thesis the kinematics and dynamics of the Ibero-Armorican orocline have been studied at a lithospheric scale through structural analysis, analogue modelling and detrital zircon geochronology. With the data presented in this thesis and all the previous data published, a plausible overall interpretation is that the Variscan orogen was folded around a vertical axis during the Pennsylvanian during a period that lasted about 10 m.y during the Late Pennsylvanian. The structures developed during the formation of Iberian-Armorican orocline buckling suggest that this process occurred due to a large change in the stress field from E-W to N-S (in present day coordinates), which implies that the folding of the orogen was produced by the mechanism of buckling. The buckling process affected the whole lithosphere, which would have been deformed by a dominant mechanism of longitudinal-tangential strain. According to the experimental analogue models, the root formed in the lithospheric-mantle beneath the core of oroclinal was probably caused by lithospheric folding. This root became gravitationally unstable at around the Carboniferous-Permian boundary. At that time it could begin to develop a Rayleigh-Taylor instability ending with the detachment and sinking of the lithospheric-mantle in the asthenospheric-mantle. This process of lithospheric-mantle detachment would have produced an inversion of the topography as recorded by the detrital zircons.
Capítulo 1: Introducción 1
1.1 Concepto de oroclinal 5
1.2 Oroclinales a escala litosférica en el mundo 10
1.3 El oroclinal Ibero Armoricano 17
1.3.1 Marco geológico regional 19
1.3.2 Marco geológico local 21
1.3.3 Revisión histórica del oroclinal Ibero Armoricano 25
1.4 Objetivos y metodología 34
Capítulo 2: Análisis de diaclasas 37
2.1 Introducción 39
2.2 Métodos 42
2.3 Distribución de las diaclasas en el oroclinal cantábrico 45
2.4 Prueba del oroclinal 54
2.5 Discusión: cinemática del oroclinal Ibero Armoricano 56
Capítulo 3: Análisis de pliegues 61
3.1 Introducción 64
3.2 Metodología y procesamiento de datos 65
3.3 Descripción de los pliegues 67
3.4 Interpretación del patrón de interferencia 74
Capítulo 4: Modelización análoga 83
4.1 Introducción 84
4.2 Escalado de los modelos y métodos 85
4.2.1 Propiedades de los materiales análogos y escalado de los experimentos 85
4.2.2 Experimentos de plegamiento oroclinal 88
4.2.3 Experimentos de desprendimiento litosférico 93
4.2.4 Tomografía computerizada 94
4.3 Resultados 95
4.4 Limitaciones e interpretación de los resultados 101
4.5 Implicaciones de los resultados obtenidos en el oroclinal Ibero Armoricano 106
Capítulo 5: Geocronología 111
5.1 Muestreo 113
5.2 Metodología 114
5.3 Resultados 117
5.4 Discusión de las edades obtenidas 124
Capítulo 6: Evolución geodinámica del oroclinal Ibero Armoricano 133
6.1 Cinemática del oroclinal Ibero Armoricano 133
6.2 Dinámica litosférica del oroclinal Ibero Armoricano 134
6.3 Evolución tectónica y geodinámica del oroclinal Ibero Armoricano 138
Capítulo 7: Conclusions / Conclusiones 147
Capítulo 8: Referencias157
Anexo D 183
A lo largo de los distintos capítulos de esta tesis se han discutido los hallazgos y aportaciones de la investigación realizada. A continuación se expone un resumen de las principales conclusiones y aportaciones de esta tesis al estudio del Oroclinal Ibero Armoricano ordenadas en función de lo distintos aspectos abordados a lo largo de esta tesis.
El OIA, especialmente en su núcleo, el Oroclinal Cantábrico, presenta las características estructurales y estratigráficas necesarias para poder indagar en su cinemática y encuadrarla de forma eficaz en un marco cronológico suficientemente detallado. El análisis de los patrones de diaclasas estudiados en el OC muestra la presencia de al menos tres fases distintas de formación de fracturas:
A) Durante la colisión de Gondwana y Laurencia, que formó el orógeno Varisco, se produjo un conjunto de diaclasas con orientaciones paralelas y perpendiculares a las estructuras resultantes de los procesos de deformación principal y cuyas envolventes fueron plegadas a la vez que todo el resto del orógeno durante la formación del oroclinal.
B) Durante la compresión N-S, en coordenadas actuales, que produjo el plegamiento oroclinal del Orógeno Varisco en Iberia, se generó una nueva población de diaclasas que se reconocen en las rocas sedimentarias continentales del Pensilvaniense superior, con orientaciones N-S y E-O, cuando el OIA ya había sido plegado entre un 30% y un 50%. Las envolventes fueron plegadas de forma subsecuente y registraron así el resto de rotación con eje vertical que tuvo lugar hasta el Pérmico inferior. Por esta razón, presentan una curvatura entre el 50% y 70% de la que presentan las envolventes de las diaclasas formadas durante la orogenia Varisca.
C) Con posterioridad al Pérmico Inferior, y probablemente relacionado con los distintos movimientos tectónicos alpinos producidos en el norte de Iberia al final del Mesozoico y el Cenozoico, se formaron 3 distintos patrones de diaclasas en las que no se registran rotaciones de eje vertical con orientaciones N-S, E-O y N120ºE.
Estos patrones de diaclasas muestran que el OIA, al menos en su núcleo, estaba plegado entre un 30% y un 50% en el Estefaniense B-C (Kasimoviense y Ghzeliense superior, entre hace 306 y 303 millones de años) y formado completamente en el inicio del Pérmico Inferior. Si se asume que el OIA se produjo a una velocidad constante, este se habría formado desde el Moscoviense hasta el límite Carbonífero-Pérmico (311 a 299 millones de años) en un periodo que no pudo ser muy superior a los 10 millones de años. Estos resultados son coherentes con los observados mediante el paleomagnetismo (Weil et al., 2010) y son coherentes con las estructuras dúctiles del arco externo (Gutiérrez-Alonso et al., 2010) que se interpretan como la acomodación rotación en esa zona del OIA. Una velocidad como la sugerida para el cierre del OIA, incluyendo la rotación de sus dos flancos, tanto en términos angulares, entre 15º/106 años y 20º/106 años, como de acortamiento que implicaría velocidades mayores de 10 cm/año, convierte a la formación del OIA en un proceso bastante rápido comparado con el oroclinal de Bolivia (4º/106 años y cerca de 9 cm/año, Allmendinger et al., 2005), el de Calabria (11º/106 años y 5,5 cm/año, Cifelli, 2008; Johnston y Mazzoli, 2009) o los oroclinales de Alaska (10º/106 años y 4 cm/año, Johnston, 2001).
Un proceso como el plegamiento de un orógeno a escala continental necesariamente tiene que tener un reflejo en la generación de estructuras en todos los niveles de la litosfera. Durante la formación del OIA se formaron en la corteza media e inferior fallas transcurrentes (Gutiérrez-Alonso et al., 2010) mientras que en la corteza superior del OIA se produjeron, además de las distintas familias de diaclasas observadas o los cabalgamientos fuera de secuencia (Alonso et al., 2009), los pliegues cónicos con orientación radial a las estructuras Variscas. Durantre plegamiento oroclinal se formaron pliegues con diferentes características geométricas (i.e. ángulos semiapicales y orientaciones de los ejes) en función de la morfología que las diferentes superficies adquirieron durante la orogenia Varisca y de la posición que ocupaban respecto al eje vertical de rotación del oroclinal. El estudio de estos pliegues en la unidad de Somiedo y en la sección más occidental de la ZAOL ha permitido situar el eje vertical de rotación local en algún lugar cercano a la traza del plano axial del sinforme de Los Lagos, que actuó como una línea de deformación neutral, es decir, no sufrió ni acortamiento ni estiramiento. De esta manera, todas las rocas en la unidad de Somiedo situadas al este de la traza axial del sinforme de Los Lagos estaban situadas durante la formación del OIA en el campo cinemático del acortamiento y las rocas situadas al este de la citada traza axial estaban situadas en el dominio del estiramiento.
Si bien ha sido posible un estudio pormenorizado de algunas de las estructuras producidas durante la formación de un oroclinal en la corteza gracias a los afloramientos existentes (Gutiérrez-Alonso et al., 2010; esta tesis), el estudio de la respuesta litosférica a un plegamiento a escala litosférica solo puede hacerse a través de métodos indirectos como la geocronología (Gutiérrez-Alonso et al., 2011a), la geofísica (Martínez-Catalán, 2011), la geoquímica (Gutiérrez-Alonso et al., 2011b) o bien mediante la modelización de los procesos ya sea numéricamente (e.g. Muñoz-Quijano y Gutiérrez-Alonso, 2007a; 2007b) o análogamente (esta tesis). En este trabajo se ha mostrado como la modelización análoga es una herramienta imprescindible para comprender los procesos a escala litosférica y de una forma particular los oroclinales. Los experimentos realizados avalan el mecanismo de deformación tangencial-longitudinal propuesto por Gutiérrez-Alonso (2004) como un mecanismo plausible que pueda producir extensión y adelgazamiento de la litosfera bajo el arco externo y un acortamiento importante de la litosfera en el arco interno que pudiese producir una raíz litosférica durante un plegamiento oroclinal a escala litosférica. En todos los experimentos realizados, la raíz litosférica se produjo mediante distintos tipos de plegamiento litosférico, de manera similar a otros mecanismos de engrosamiento litosférico como los propuestos en las hipótesis y modelizaciones planteadas por Cloetingh et al. (1999; 2002), Pysklywec et al. (2010) o Fernández-Lozano et al. (2011) entre otros, para la compresión intraplaca.
La modelización del proceso de desprendimiento del manto litosférico muestra que en ciertas condiciones experimentales el desprendimiento de la litosfera es posible y ocurre con facilidad. Sin embargo, por debajo de estas condiciones, este proceso no ocurrió pese a que siguiendo las reglas de escalado y los modelos teóricos debería haber ocurrido. La interpretación de este hecho pasa porque bajo dichas condiciones no se supera el límite elástico o de fluencia de la plastilina utilizada para modelizar la astenosfera (Zualuf y Zulauf, 2004). No obstante, los experimentos que se realizaron con temperaturas por encima de ciertas condiciones térmicas muestran cómo los procesos de goteo (dripping) parecen actuar a la vez que los procesos de ruptura y delaminación una vez comienza una inestabilidad de Rayleigh-Taylor (Molnar et al., 1998). Estos experimentos se asemejan al desprendimiento de la litosfera como el interpretado en los Cárpatos bajo el arco de Vrancea (e.g. Fillerup et al., 2010). Además, siguiendo las normas de escalado para procesos litosféricos (Davy y Cobbold, 1991) los modelos análogos indican que este proceso tomaría unos 8Ma. para estar en un estadio intermedio y unos 15Ma. para la completa sustitución de la raíz litosférica por la astenosfera, datos que están en concordancia con los resultados de Schott y Schmelling o Pysklywec y Cruden (2004) utilizando modelización numérica y con la cronología propuesta para el OIA (Gutiérrez-Alonso et al., 2011a).
Los grandes cambios en la morfología de litosfera, ya sea el engrosamiento o el adelgazamiento litosférico, muestran siempre una respuesta topográfica. Si el OIA ocurrió a escala litosférica tuvieron que ocurrir grandes cambios topográficos similares a los observados en los rift y en zonas con gran engrosamiento del manto litosférico. En un rift, litosfera está muy adelgazada y consecuentemente la astenosfera ocupa un lugar próximo a la superficie lo que produce un flujo térmico que eleva la topografía. Sin embargo, en las zonas donde hay un gran engrosamiento del manto litosférico se produce el efecto contrario, una gran subsidencia como ocurre por ejemplo en la cuenca de Focsani al este de los Cárpatos.
El estudio geocronológico de isótopos de U-Pb en circones detríticos en rocas de la Zona Cantábrica con edades que varían desde Ordovícico a Pérmico ha revelado que la topografía en el noroeste de Iberia solo varió durante la orogenia Varisca (Devónico Superior a Mississippiense Superior) y durante el plegamiento oroclinal (Pennsilvaniense) y, justamente después del mismo, durante el Pérmico Inferior. Estos datos apoyan un origen litosférico para el OIA, cuya formación adelgazaría la litosfera en el arco externo y la engrosaría en el arco interno realzando la topografía del arco externo y deprimiendo la del arco interno permitiendo la formación de depósitos molásicos durante el Pensilvaniense, mientras que, debido al desprendimiento litosférico de la raíz formada bajo el Oroclinal Cantábrico (arco interno del OIA) durante el Pérmico, la topografía se invertiría produciendo elevación en el núcleo del OIA y cambios en los aportes de sedimentos. Esta interpretación, además concuerda con los modelos numéricos propuestos por Muñoz-Quijano y Gutiérrez-Alonso (2007a, 2007b).
Así, y contando con los estudios previos y los llevados a cabo en colaboración a la vez que esta tesis, se puede concluir que una interpretación plausible es que el orógeno Varisco fue plegado alrededor de un eje vertical durante el Pennsilvaniense en un espacio de tiempo de alrededor de 10 millones de años. Las estructuras formadas durante la formación del OIA sugieren que este plegamiento se produjo debido a un gran cambio del campo de esfuerzos pasando a ser de E-O a N-S en coordenadas actuales, lo que apunta a que el plegamiento del orógeno se formó mediante un mecanismo de buckling. El plegamiento habría afectado a toda la litosfera, que se habría deformado mediante un mecanismo dominante de tipo deformación longitudinal-tangencial. De acuerdo con los modelos analógicos realizados, la raíz formada en la litosfera mantélica bajo el núcleo del oroclinal fue probablemente producida por plegamiento litosférico. Dicha raíz en algún momento alrededor del límite Carbonífero-Pérmico dejó de ser gravitacionalmente estable debido a los distintos procesos físico-químicos a los que estaba sometida. En ese momento pudo comenzar a desarrollarse una inestabilidad de tipo Rayleigh-Taylor que finalizó con el desprendimiento y hundimiento del manto litosférico en el manto en un proceso que pudo ser de delaminación litosférica, goteo (dripping) o una mezcla de ambos.
Conclusions
The findings and contributions of my research have been documented and discussed throughout the various chapters of this PhD dissertation. The main conclusions of this thesis are summarized in the following paragraphs.
In the Iberian-Armorican Arc, and especially its core, the Cantabrian Orocline, exposes the main structural and stratigraphic features necessary to investigate the kinematics and timing of oroclinal buckling. The analysis of joint patterns in the Cantabrian Orocline shows the presence of at least three different stress-strain fields related to the formation of tension fractures:
A) During the east– west (in present-day coordinates) compression, related to the collision between Gondwana and Laurussia and the development of the Variscan foreland fold–thrust belt, two sets of joints, both parallel and normal to the main Variscan structures, were formed. The geometric enveloping surface of these joint sets was passively folded around a vertical axis during the oroclinal buckling together with the whole orogen.
B) During the north–south compression that resulted in oroclinal bending of the Cantabrian Orocline, two new different joint sets developed with initial orientations N-S and E-W when the orocline was already bent between a 30% and 50%. Therefore, the enveloping surface of these sets presents a curvature between a 50% and a 70% of the overall curvature of the Cantabrian Orocline. These sets have been recognized in the Upper Pennsylvanian continental sedimentary rocks.
C) During post-Permian times and probably related to the different Mesozoic and Tertiary Alpine processes three different sets developed. These joint sets present no relative vertical axis rotation.
Joint patterns in the Cantabrian Orocline indicate that the Cantabrian Orocline was closed between 30% and 50% prior to Stephanian times (Kasimovian to Upper Gzelian, ca. 306-303 Ma.) and was completely bent by the lowermost Permian. These kinematic constraints indicate that oroclinal bending of the Cantabrian Orocline occurred between the middle Moscovian and the Carboniferous–Permian boundary (ca. 310 to 299 Ma). The results are consistent with previous paleomagnetic data (Weil et al., 2010) and with the ductile structures found in the outer arc of the IAO (Gutiérrez-Alonso et al., 2010). The closure rate suggested for the OIA in angular terms is ca. 15º/10-6 year to 20º/10-6 year, and the north-south shortening rate would be greater than 10 cm/year, which makes the IAO buckling a faster process when compared with Bolivian orocline (4º*10-6 year and ca. 9 cm/year, Allmendinger et al., 2005), Calabrian orocline (11º*10-6 year and 5,5 cm/year, Cifelli, 2008; Johnston y Mazzoli, 2009) or the Alaskan oroclines (10º*10-6 year and 4 cm/year, Johnston, 2001).
The buckling of a linear orogen at a continental scale necessarily causes structures at all lithospheric levels. Thus, strike-slip shear zones developed in the middle crust (Gutiérrez-Alonso et al., 2010) whereas in the upper crust of the IAO the following structures were formed: 1) joint sets (described above), (2) out-of-sequence thrusts (Alonso et al., 2009), (3) radial folds to the Variscan structural main trend with conical geometry. The detailed study of conical folds in curved mountain belts resulting from the interference of superposed orthogonal shortening events is a powerful tool for characterizing the sequence of tectonic events that produce oroclines. Conical folds develop with different semiapical angles and axis attitudes depending on the initial orientations of the geological surfaces and their position with respect to the vertical rotation axis responsible for the orocline formation.
Considering the Cantabrian Orocline, the geometry of the conical folds in the Somiedo unit and the innermost section of the WALZ indicate that the local vertical rotation axis should be placed somewhere near the axial trace of the syncline described by the Belmonte thrust (Los Lagos synform). All the rocks within the Somiedo unit located to the east of this axial trace are situated in the shortening domain of the orocline. The axial trace of this syncline acted as the neutral line, where rocks are neither shortened nor stretched. Finally, all rocks to the west of this neutral fibre are located in the stretching zone. The conical folds studied in the Cantabrian Arc indicate the general usefulness of conical folds in recognizing and interpreting orocline development in other curved mountain belts.
Although a detailed study of the crustal structures generated during the oroclinal buckling has been possible thanks to the existing outcrops (Gutiérrez-Alonso et al., 2010; this thesis), the study of the lithospheric response to a thick skinned oroclinal buckling can only be done through indirect methods such as geochronology (Gutiérrez-Alonso et al., 2011a), geophysics (Martínez-Catalán, 2011), geochemistry (Gutiérrez-Alonso et al., 2011b) or numerical and analogue modeling (e.g. Muñoz-Quijano y Gutiérrez-Alonso, 2007a; 2007b; this thesis). Analogue modeling of orocline buckling is a powerful tool to reproduce lithospheric-scale processes similar to those observed in nature at laboratory scale. The experiments provided useful information indicating that during thick skinned orocline buckling of the lithosphere the longitudinal tangential strain is the main mechanism of deformation (Gutiérrez-Alonso, 2004), causing extension in the outer arc and significant shortening in the inner arc. The extension of the mantle lithosphere in the outer arc is probably accommodated by viscous stretching, while extension in the crust is accommodated by crustal-scale shear zones. On the other hand, the inner arc shortening is accommodated in the mantle lithosphere by folding and underthrusting, developing a well defined lithospheric root as has been observed in other mechanisms of lithospheric thickening (e.g. Cloetingh et al.,1999; 2002; Pysklywec et al., 2010; Fernández-Lozano et al. 2011).
Delamination and detachment of the mantle lithosphere root developed during orocline buckling was possible under some of the conditions selected for the performed analogue modeling experiments. At several temperature conditions the detachment did not take place, likely because the selected plasticines have a yield strength that does not permit sinking. However, the experiments in which detachment occurred showed a geometry in which dripping and delamination seem to act as the same time. Additionally, the geometry obtained is similar to that observed in the natural lithosphere under the Vrancea Arc (Carpathinas; Fillerup et al., 2010). Following the scaling parameters for lithospheric processes (Davy and Cobbold, 1991) the detachment process would take 15 m.y. to be completed and 8 m.y. to reach an intermediate stage. These data are consistent with results of previous numerical and analogue modeling experiments (Schott and Schmelling , 1998; Pysklywec and Cruden, 2004) and the geochronological and geochemical results obtained in the Iberian Armorican Orocline (Gutiérrez-Alonso et al., 2011a; 2011b).
Great changes in the morphology of the lithosphere, both lithospheric thickening and thinning, should bring about a significant topographic response. If the oroclinal buckling in the European Variscides was a thick-skinned feature, profound topographic changes must have taken place in a manner analogous to what happens in rift zones, or in places where the lithosphere has been thickened. In rift zones the lithosphere is very thin and therefore, the asthenosphere is situated close to the surface, which produces a substantial thermal flow that in turn produces a topographic uplift. On the other hand, in the places where the lithosphere has been thickened, the gravitational forces induce subsidence and creation of sedimentary basins (e.g. the Focsani Basin, Romania).
Detrital zircon studies can complement regional syntheses in helping to deduce paleogeographic location and nature of source areas, the occurrence of major tectonic events such as terrane dispersal and continental collisions, as well as the crustal response to lithospheric-scale processes such as oroclinal buckling and lithospheric delamination.
U-Pb geochronological analysis of detrital zircons in thirteen samples of the CZ of the NW Iberian Variscan belt reveal that this portion of Iberia was part of the northern passive-margin of Gondwana from the Ordovician to Late Devonian, until the onset of collision between Gondwana and Laurussia. Zircon populations in these samples show important similarities with zircons found in coeval detrital rocks from central-north Africa (e.g. Meinhold et al., 2011). Additionally, the populations found in NW Iberia are consistent with a possible Saharan/NE African provenance. We suggest that from the Ordovician to the Late Devonian, NW Iberia was situated along the northern Gondwanan passive margin, close to the paleoposition of central north Africa and the Saharan craton. Additionally, the Carboniferous-Permian samples studied record the topographic changes produced during the Variscan orogeny, the Cantabrian Orocline formation and the subsequent detachment of the lithospheric mantle.
Thus, considering the previous studies and those carried out as part of this PhD thesis, we can conclude that a plausible overall interpretation is that the Variscan orogen was folded around a vertical axis during the Pennsylvanian during a period that lasted about 10 m.y. The structures developed during the formation of IAO buckling suggest that this process occurred due to a large change in the stress field from E-W to N-S (in present day coordinates), which suggests that the folding of the orogen was produced by the mechanism of buckling. The buckling process affected the whole lithosphere, which would have been deformed by a dominant mechanism of longitudinal-tangential strain. According to the experimental analogue models, the root formed in the lithospheric-mantle beneath the core of oroclinal was probably caused by lithospheric folding. This root became gravitationally unstable at around the Carboniferous-Permian boundary. At that time it could begin to develop a Rayleigh-Taylor instability ending with the detachment and sinking of the lithospheric-mantle in the asthenospheric-mantle in a process that could be lithospheric delamination, dripping or a mixture of both.