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TRABAJO DE FIN DE GRADO DE GEOLOGÍA Las deformaciones hercínicas en el Macizo de Montalbán (Teruel) en el sector NW (La Hoz de la Vieja - Maicas) Las deformaciones hercínicas del Macizo de Montalbán (Teruel) en el sector NW (La Hoz de la Vieja - Maicas) Estefanía Górriz Ibáñez 1 Abstract .......................................................................................................................... 1. Introducción .................................................................................................................... a) Planteamiento general del trabajo ......................................................................... b) Objetivos y metodología general ........................................................................... c) Situación geográfica .............................................................................................. d) Características geológicas de la zona de estudio ................................................. El Macizo de Montalbán .................................................................................. Cuenca terciaria de Montalbán ....................................................................... Cuenca terciaria del Ebro ................................................................................ 2. Estratificación ................................................................................................................. 3. Estudio estructural .......................................................................................................... a) Deformaciones hercínicas a escala mesoestructural ............................................ Primera etapa de deformación ........................................................................ Segunda etapa de deformación ....................................................................... Tercera etapa de deformación ......................................................................... b) Aspectos microestructurales de la deformación hercínica .................................... Microfábrica de las rocas ................................................................................. Mecanismos de deformación ........................................................................... c) Descripción y reconstrucción de la macroestructura hercínica de la zona de estudio ............................................................................. 4. Discusión e interpretación de los datos estructurales .................................................... 5. Conclusions .................................................................................................................... 6. Bibliografía ...................................................................................................................... ANEXO I: Tabla de los datos estructurales tomados en la zona de campo ANEXO II: Mapa geológico de la zona de campo (E. 1/40.000) ÍNDICE 2 2 2 3 4 4 4 6 7 7 9 9 11 13 15 15 15 19 19 23 27 28 Las deformaciones hercínicas del Macizo de Montalbán (Teruel) en el sector NW (La Hoz de la Vieja – Maicas) 2 Estefanía Górriz Ibáñez ABSTRACT A structural analysis has been performed in the paleozoic materials, mainly carboniferous, of the NW sector of the Montalbán Massif (Teruel). In this study it has been contemplated the geometric and kinematic characterization of materials, identifying three superposed deformation stages within the context of the Hercynian Orogeny. In the first deformation phase very flattened folds, associated with an axial-plane continuous cleavage and with orientation of the axial planes NW-SE are generated. Afterwards, a second deformational phase is developed in which highly isopach folds are formed, with a discontinuous axial-plane crenulation cleavage and with orientation of their axial planes NNW-SSE. The last stage of Variscan deformation is characterized by straight flexural folds, without associated cleavage, with geometry in domes and buckets and the orientation of the axial planes NE-SW. At a map scale, the present-day disposition of the Hercynian structures is the result of flexural folding during the Alpine Orogeny. The different mechanisms and structures studied, both ductile (buckling and flattening folds, cleavage, etc.) and brittle behavior (inverse faults and thrust), agree with the structural style of the different phases of Hercynian deformation founded in other sectors of the AsturianLeonese Zone (ZAOL) within of the Iberian Massif. Key words: Hercynian deformation, Montalbán Massif, cleavage, Carboniferous, AsturianLeonese Zone. 1. INTRODUCCI O N a) Planteamiento general del trabajo El presente trabajo se centra en la caracterización de las deformaciones hercínicas del sector NW del Macizo de Montalbán (entre las localidades de La Hoz de la Vieja y Maicas), a partir del estudio estructural de las principales estructuras dúctiles (pliegues y esquistosidad), a distintas escalas, que afectan a los materiales paleozoicos, esencialmente carboníferos (Aurell et al., 2001). Las deformaciones hercínicas del Macizo de Montalbán (Teruel) en el sector NW (La Hoz de la Vieja – Maicas) 3 Estefanía Górriz Ibáñez Además de la superposición de gran cantidad de estructuras, tanto compresivas como distensivas asociadas a las dos orogenias que han configurado la evolución de la Cordillera, el estudio estructural de estos materiales se ve fuertemente condicionado, como ocurre en otros lugares de la Cordillera Ibérica (Sierra de la Demanda y Sierra de Espadán) por el carácter discontinuo de los afloramientos (Álvaro et al. (2008), Simón (1986) y Ansón (2013)). La escasez de trabajos específicos sobre el análisis estructural de la deformación hercínica del Macizo de Montalbán (como los de Tejero y Capote (1987), Torres (1989) y Casas (2000) entre otros), el más extenso de los afloramientos carboníferos de la Cordillera Ibérica, convierten a éste en un trabajo relevante a la hora de completar la evolución del zócalo durante la Orogenia Hercínica. b) Objetivos y metodología general Los objetivos planteados en el presente trabajo han sido: - Realizar una caracterización geométrica de las estructuras de deformación dúctil, a distintas escalas, que afectan a los materiales paleozoicos (principalmente carboníferos y, en menor medida, devónicos) del sector NW del Macizo de Montalbán. Para llevar a cabo este objetivo se ha realizado una toma sistemática de datos de dirección y buzamiento de la estratificación, esquistosidad, superficies axiales, orientación de líneas de charnela, etc. A partir de ortoimágenes a escala 1/10000 y de la cartografía MAGNA a escala 1/50000, se ha confeccionado una cartografía geológica de la zona de estudio. - Reconocer e interpretar aspectos cinemáticos de la deformación a partir tanto del análisis estructural de los distintos tipos de datos (a macro, meso y microescala) como de la identificación de los mecanismos de deformación involucrados en las distintas etapas de deformación. Para el primer aspecto se ha realizado la interpretación de los datos en proyección estereográfica y para el segundo, además del uso de procedimientos gráficos específicos, se ha acudido al estudio de láminas delgadas. - Establecer un modelo de evolución de las distintas etapas de deformación hercínica del sector NW del Macizo de Montalbán. - Por último, se intentará incluir el modelo de evolución establecido para la zona estudiada dentro del esquema de evolución hercínica del Macizo Ibérico. Las deformaciones hercínicas del Macizo de Montalbán (Teruel) en el sector NW (La Hoz de la Vieja – Maicas) 4 Estefanía Górriz Ibáñez c) Situación geográfica La zona donde se centra este trabajo está situada al sur de la Sierra de Cucalón, atravesada por el río de Armillas entre roquedales y barrancos (el Chorredero, el Vadiello y el Barrinquiello). Se trata de una zona elevada (hasta 1264 m. en el Cabezo de la Cruz) comprendida entre el valle del Ebro al norte y el valle del río Martín al suroeste. El área está limitada por las localidades de Maicas al norte, Segura de los Baños al oeste, Armillas al sur y La Hoz de la Vieja al este, todas ellas en la comarca de las Cuencas Mineras, al norte de la provincia de Teruel. El área presenta una geometría más o menos rectangular y una superficie aproximada de 66 km2 y se accede a ella por la carretera A-222 dirección Montalbán (Fig. 1). Destaca la presencia de un denso encinar y campos de cultivo, por lo que el número de afloramientos geológicos es muy limitado. Los mapas topográficos a escala 1/50000 utilizados son el 492 y 493 (Segura de los Baños y Oliete respectivamente). Además, para el estudio detallado de la cartografía se han empleado los topográficos a escala 1/25.000 de Segura de los Baños (492-II), Martín del Río (492-IV), Cortes de Aragón (493-I) y Montalbán (493-III). d) Características geológicas de la zona de estudio El sector de estudio se encuentra situado en el extremo sureste de la Rama Aragonesa de la Cordillera Ibérica, y forma parte de uno de los afloramientos del zócalo paleozoico de las Cadenas Ibéricas Orientales. La zona se encuentra limitada al noreste por los materiales paleógenos de la cuenca terciaria del Ebro y al suroeste por los materiales neógenos del extremo sureste de la cuenca terciaria de Calatayud - Montalbán (Fig. 2). En el área de estudio se distinguen las siguientes unidades geológicas:  El Macizo paleozoico de Montalbán.  La Cuenca terciaria del Ebro.  El extremo sureste de la Cuenca terciara de Calatayud – Montalbán. El Macizo de Montalbán La estructura de este macizo paleozoico, constituido fundamentalmente por materiales de edad carbonífera con una potencia máxima de 1500 m. (Quarch, 1975, Villena y Pardo, 1983), representa, en términos generales, un anticlinal alpino asimétrico (presenta buzamientos de hasta 50º al sur y de unos 20º o 30º al norte) de núcleo devónico con una Las deformaciones hercínicas del Macizo de Montalbán (Teruel) en el sector NW (La Hoz de la Vieja – Maicas) 5 Estefanía Górriz Ibáñez orientación entre NNO a SSE y NO a SE, ligeramente oblicua respecto a las principales alineaciones alpinas. Los materiales del zócalo hercínico del Macizo de Montalbán se encuentran afectados por una densa red de fracturas relacionadas con la etapa de fracturación tardihercínica (Torres, 1989). Hay que distinguir en esta unidad, los materiales paleozoicos afectados por ambas orogenias Hercínica y Alpina de aquellos que son post-hercínicos, afectados únicamente por la Orogenia Alpina. Ambos se encuentran separados por la discordancia infra-triásica. En la zona de estudio el conjunto de materiales paleozoicos sedimentarios se encuentran afectados por gran cantidad de intrusiones andesíticas y, en menor medida, riolíticas de edad Estefaniense – Pérmico (Torres, 1989). Recubriendo en discordancia el Paleozoico del anticlinal, se encuentra la serie mesozoica plegada de forma relativamente suave. La mayor complejidad estructural es la que muestra el Muschelkalk Superior, con abundantes fracturas y cabalgamientos, ya que se encuentra Fig 1. Localización geográfica de la zona de estudio Las deformaciones hercínicas del Macizo de Montalbán (Teruel) en el sector NW (La Hoz de la Vieja – Maicas) 6 Estefanía Górriz Ibáñez entre dos unidades incompetentes: el Muschelkalk Medio y el Keuper, que queda al descubierto a causa de la erosión de las charnelas de los anticlinales. Por otro lado, en el borde oeste del macizo paleozoico se observan fallas de desgarre de orientación N-S y un cabalgamiento plegado de orientación NNW-SSE, al este del Segura de los Baños, en el que aparece invertida la serie desde el Cretácico Superior hasta el Terciario. En cuanto a la relación del Macizo de Montalbán con otras unidades estructurales del zócalo hercínico de la Cordillera Ibérica, existen controversias sobre el origen del anticlinal de Montalbán. La concepción más aceptada debido a la aparente continuidad estratigráfica, las semejanzas estructurales y el desarrollo de un magmatismo con similares características, sería la que considera el anticlinal paleozoico como parte integrante de la Unidad de Herrera (Carls, 1983). Otros autores (Capote y González, 1983) sostienen que el anticlinal constituye una macroestructura independiente. Cuenca terciaria de Montalbán La cuenca terciaria de Calatayud – Montalbán presenta una forma triangular, con una longitud de más de 50 km y una anchura máxima en el sector oeste de unos 25 km. Hacia el este la cuenca se estrecha y finalmente se cierra en la intersección entre el cabalgamiento de Utrillas y el anticlinal de Montalbán (Casas et al., 2000). La geometría general de esta cuenca es un sinclinal cuyo abrupto buzamiento en su parte norte coincide con la parte sur del anticlinal de Montalbán, y la parte sur del sinclinal está cabalgada por el cabalgamiento de Utrillas. Fig 2. Marco geológico de la zona de estudio (Modificado de Torres, 1989 y de la hoja 492 del MAGNA) Las deformaciones hercínicas del Macizo de Montalbán (Teruel) en el sector NW (La Hoz de la Vieja – Maicas) 7 Estefanía Górriz Ibáñez Los sedimentos de la cuenca (Eoceno – Mioceno Inf.) presentan una potencia de hasta 2000 m y son sintectónicos respecto a la fase más intensa del plegamiento alpino, presentando una discordancia progresiva o en abanico sobre los materiales infrayacentes de la depresión de Martín del Río (Casas et al. 2000). La sedimentación de esta cuenca se puede dividir en 5 unidades tectosedimentarias discontinuas, cada una con un pequeño engrosamiento respecto al anterior. Cuenca terciaria del Ebro Los materiales terciarios de la Cuenca del Ebro afloran exclusivamente en el sector noreste del área de estudio, formando parte del sector más suroccidental de la Cuenca del Ebro y ocupando un conjunto de pequeñas depresiones geográficamente aisladas (González, 1989). En la zona de estudio los materiales terciarios están representados por depósitos eocenos, oligocenos y miocenos, discordantes sobre la cobertera mesozoica y con una potencia de varios cientos de metros en una sucesión de estratos en abanico. 2 . ESTRATIFICACIO N Los materiales que afloran en la zona de estudio comprenden al Ciclo Hercínico y Alpino (Fig. 3). Los primeros afloran en el Macizo de Montalbán y están constituidos por rocas de edad devónica y carbonífera, así como también por intrusiones ígneas que se sucedieron durante el Estefaniense y el Pérmico. Su cartografía resulta difícil por la escasez de afloramientos, por la complejidad estructural que presentan y por la similitud de materiales de la serie estratigráfica. Cabe destacar que los materiales del Macizo de Montalbán presentan los términos más altos de la serie estratigráfica paleozoica aflorante en las Cadenas Ibéricas Orientales (Torres, 1989). Aunque el espesor máximo de la serie devónica en el Macizo de Montalbán, en el área estudiada, concretamente en el sector centro norte del núcleo del anticlinal, se observan regiones donde afloran unidades devónicas correspondientes a las Fms. Salobral (70 m. de potencia) y Cabezo agudo (150 m. de potencia) y a materiales del techo devónico (Emisiense Superior, de 180 m. de potencia), cuyos materiales son, principalmente, areniscas, arcillas y limolitas. La relación entre el Devónico y el Carbonífero no se ha podido precisar con exactitud pero según Torres (1989), los materiales devónicos se encuentran en contacto tectónico y, en algunas zonas, discordantes bajo las unidades carboníferas. Las deformaciones hercínicas del Macizo de Montalbán (Teruel) en el sector NW (La Hoz de la Vieja – Maicas) 8 Estefanía Górriz Ibáñez El Carbonífero de Montalbán está representado por una potente serie de 1500 m. constituidos por materiales flyschoides principalmente y alternancias de areniscas y pelitas bituminosas con intercalaciones de grauvacas, calizas detríticas, cuarcitas y algunos conglomerados (Carls, 1983). Las rocas ígneas intrusivas (cuarzo–diabasas) que aparecen en estos niveles son, mayoritariamente, diques discordantes e irregulares que intruyen en los materiales devónicos y carboníferos, aunque con escasas evidencias de metamorfismo de contacto (Torres, 1989). También se observan rocas volcánicas (riolitas) interestratificadas entre los materiales paleozoicos. En cuanto a los materiales pérmicos, constituyen un gran problema debido al escaso número de datos fidedignos y a la diversidad de opiniones. Algunos autores como Marín (1974) y Meléndez et al. (1983) identifican una unidad de areniscas pelíticas (“Fm Feliciana”) situada entre el Carbonífero y el conglomerado basal del Trías Inferior, mientras que Conte (1985) no observa material Pérmico sedimentado y cree que la Fm. Feliciana puede corresponder a sills altamente alterados. Los materiales triásicos se apoyan discordantes sobre el Paleozoico y presentan la típica facies germánica, con una potencia que aumenta del NW al SE del anticlinal hasta alcanzar un espesor máximo de 555 m (Torres, 1989). Estos materiales no se encuentran afectados por la actividad volcánica que encontramos en los materiales paleozoicos, de ahí que la edad mínima establecida para este magmatismo sea el Pérmico. El Trías Inferior en facies Buntsandstein está constituido por una serie detrítica de color rojizo con conglomerados cuarcíticos en la base seguida de niveles arenosos y lutíticos. El Triásico Medio en facies Muschelkalk se presenta como una serie carbonatada con intercalaciones locales de margas yesíferas, perdiénFig 3. Reconstrucción de la serie estratigráfica sintética de la zona Las deformaciones hercínicas del Macizo de Montalbán (Teruel) en el sector NW (La Hoz de la Vieja – Maicas) 15 Estefanía Górriz Ibáñez El plano de la cizalla principal de este afloramiento tiene vergencia SW, compatible con los pliegues de esta misma etapa medidos en este afloramiento. Tercera etapa de deformación Esta etapa está escasamente representada en la zona de estudio. Tan sólo se ha podido observar alguna estructura en un afloramiento al norte de toda la zona (sector norte) (Fig. 11). Dicho afloramiento está caracterizado por un conjunto de charnelas laxas y planos axiales subverticales con una orientación NE-SW. Los pliegues de este afloramiento afectan, claramente, a pliegues de la etapa D2 perteneciendo, por tanto, a una tercera etapa de deformación D3. Esta interferencia de ambas generaciones de pliegues flexurales ha generado una estructura en “domos” y “cubetas” ya que, debido al carácter flexural de los pliegues de la segunda etapa, éstos no se repliegan como simples marcadores pasivos, sino que tienen una influencia sobre los pliegues posteriores, controlando su geometría y orientación. Los pliegues D3 son marcadamente cónicos y muestran charnelas con fuerte inmersión condicionadas por el buzamiento del pliegue D2 (véase figura 10). Esta geometría es consecuencia de la resistencia mecánica que ofrecen las charnelas D2 ante un segundo plegamiento. b) Aspectos microestructurales de la deformación hercínica Para este trabajo se han recogido, en distintos puntos del área de estudio (véase figura 4), varias muestras para ser analizadas a partir de láminas delgadas con el objetivo de caracterizar la microfábrica de las rocas, sus mecanismos de deformación y la cronología relativa entre las distintas familias de estructuras. Microfábrica de las rocas La fábrica tectónica, o en este caso microfábrica tectónica de una roca se define como la ordenación interna, de sus elementos texturales y estructurales, adquirida por la deformación. Fig 10. Esquema del afloramiento del sector oeste con estructuras dúplex de D2. A) Fotografía del afloramiento con croquis superpuesto de los planos generales de cizalla y los planos sigmoidales de los dúplex. B) Proyección estereográfica de los elementos estructurales. Las deformaciones hercínicas del Macizo de Montalbán (Teruel) en el sector NW (La Hoz de la Vieja – Maicas) 16 Estefanía Górriz Ibáñez En lámina delgada, la estructura más penetrativa es una esquistosidad continua (S1) muy penetrativa asociada a la etapa D1. Esta esquistosidad viene definida por bandas submilimétricas con una orientación preferente muy marcada de los filosilicatos, indicios de recristalización y algunos cristales de cuarzo elongados con extinción ondulante (fig. 13 A). Los planos de esquistosidad S1 son subparalelos a la estratificación, sin embargo, en algunos pocos casos se ha observado una oblicuidad entre ellos, lo que permite excluir un origen diagenético para esta esquistosidad (fig. 13 B). En cuanto a la relación con otras estructuras, la acomodación observada de S1 en algunas zonas próximas a grietas de extensión (G1) indica que dichas grietas son cronológicamente anteriores a esta esquistosidad (Fig. 14). La esquistosidad continua S1, por tanto, sugiere una deformación interna muy intensa acompañada por la dinámica de la recristalización asociada al aplastamiento dúctil. Fig 11. Esquema del afloramiento del sector norte con estructuras de “cartón de huevos” pertenecientes a la etapa D3. A) Fotografía del afloramiento con croquis superpuesto del plano axial de D2 (azul), de los planos axiales de D3 (naranja). B) Proyección estereográfica de los diferentes elementos estructurales. Cortes de Aragón Plou La Hoz de la Vieja Maicas Armillas Martín del Río Anadón Rudilla Salcedillo Segura de los Baños Villanueva del Rebollar Fuenterrada 5 km 5 km Fig 12. Representación en estereogramas de todos los datos estructurales en cada uno de los sectores CARBONÍFERO DEVÓNICO Falla Cabalgamiento Contacto discordante Contacto normal Contacto inferido Leyenda cartográfica Estación de datos estructurales Leyenda estereogramas Polos S1 Charnelas L1 (S0 - S1) Polos pl. axiales Polos S0 Polos S2 Charnelas 2ºF L2 (S0 - S2) Polos pl. axiales 2ºF Charnelas 3ºF D1D3 D2 Sector sur S0 y S1Ch y Pl.ax. S0 y S2Ch y Pl.ax. S0, S1 y L1 (S0-S1) Ch y Pl.ax. S0, S2 y L2 (S0//S1 - S2) Sector norte Ch y Pl.ax. S0, S1 y L1 (S0-S1) Ch y Pl.ax. S0 y S2Ch y Pl.ax. Sector oeste S0 y S1S0, S2 y L2 (S0//S1-S2) Ch y Pl.ax. Sector este D1D2 D1D3 Ch de D3 D2 D1D2 D1D2 Las deformaciones hercínicas del Macizo de Montalbán (Teruel) en el sector NW (La Hoz de la Vieja – Maicas) 18 Estefanía Górriz Ibáñez Esta esquistosidad S1 se encuentra afectada por otra esquistosidad discontinua de crenulación asociada (S2) perteneciente a la etapa D2. Se trata de una esquistosidad de crenulación asimétrica con un grado de penetratividad variable que se manifiesta por planos discretos en los que parece haber operado un mecanismo de presión – disolución que rompe la continuidad de la fábrica planar (crenulación discreta). Se ha observado en algunas zonas una crenulación muy penetrativa mientras que en otras del mismo afloramiento aparece una esquistosidad de crenulación incipiente. Esto sugiere un desarrollo heterogéneo, con una deformación más o menos intensa que ha generado superficies de presión - disolución localizadas en flancos cortos de los micropliegues. Fig 13. Microfotografía y esquema estructural de la microfábrica en una limolita de la estación 2 (Sector sur). A) La esquistosidad S1 se presenta ligeramente oblicua a la estratificación y a la vez es cortada por una grieta cuarcítica (G2) Nótese la marcada elongación de los cristales de cuarzo asociada a la deformación D1. B) La oblicuidad entre la orientación de la S0 y la S1 pone de manifiesto de forma inequívoca el origen tectónico de la esquistosidad S1. Fig 14. Microfotografía (nícoles cruzados) y esquema estructural de la acomodación de S1 cerca de la grieta de extensión en una limolita de la estación 1 (Sector sur.) Las deformaciones hercínicas del Macizo de Montalbán (Teruel) en el sector NW (La Hoz de la Vieja – Maicas) 19 Estefanía Górriz Ibáñez En lo que se refiere a la relación cronológica relativa entre los distintos tipos de estructuras frágiles y dúctiles observadas a escala microscópica, se han hallado evidencias que demuestran la intervención de, además de las dos etapas esquistosas D1 y D2, otras tres eventos de carácter extensional al que se asocia la formación de distintas familias de grietas de extensión (G1, G2 y G3) (Fig. 15). Mecanismos de deformación Los mecanismos de deformación operan tanto a escala de grano mineral como supragranular. En la esquistosidad S1 se produce una transferencia de materia por presióndisolución-recristalización, que da lugar a un cambio de la forma del grano. La diferenciación en dominios, formados por láminas ricas en micas con una orientación muy marcada e intercaladas con granos de cuarzo lenticulares, es producto, fundamentalmente, de la disolución por presión. Este cambio progresivo de la forma externa de los granos avanza con el aplastamiento, lo que supone que la deformación puede estar acompañada por una cierta reducción de volumen. En el caso de la crenulación discreta, el mecanismo fundamental es el microplegamiento de una anisotropía plana anterior. Este mecanismo conlleva un bandeado composicional debido a la diferenciación mineralógica inducida nuevamente por presión-disolución. En las superficies de presión disolución se acumulan los minerales insolubles, dando lugar a bandas de cierto espesor. c) Descripción y reconstrucción de la macroestructura hercínica Para la realización de este apartado se ha elaborado un mapa estructural del macizo paleozoico (Fig. 16), a partir del cual se han realizado tres cortes geológicos para la Fig 15. Microfotografía y esquema estructural donde se observa la relación cronológica entre las dos familias de esquistosidades (S1 subparalela a la S0 y Sn+1) y las familias de grietas de extensión. Las deformaciones hercínicas del Macizo de Montalbán (Teruel) en el sector NW (La Hoz de la Vieja – Maicas) 20 Estefanía Górriz Ibáñez reconstrucción e interpretación de la macroestructura de la zona de estudio (Fig. 17). Además de los datos estructurales, para la elaboración del mapa estructural, y posterior realización de los cortes geológicos, se ha tenido en cuenta la propia geometría de los pliegues de escala de afloramiento (“s”, “z” o “m”), la polaridad de la estratificación y las relaciones geométricas entre la estratificación y las distintas familias de esquistosidad. En este proceso de reconstrucción de la macroestructura hercínica, además del carácter discontinuo de los afloramientos, un problema añadido ha sido la intensa fracturación tardihercínica y alpina, que enmascara la geometría original de las diferentes estructuras. Como puede verse en los tres cortes geológicos, las estructuras estudiadas a escala de afloramiento son geométrica y cinemáticamente coherentes con los pliegues y cabalgamientos de escala cartográfica. De esta forma, pueden observarse pliegues de primera fase con esquistosidad de plano axial asociada afectados por pliegues de segunda fase (cortes I-I’ y II-II’) que recuerdan a estructuras vistas a escala de afloramiento (véase figura 5). Del mismo modo, según se ha interpretado en los cortes, pueden encontrarse en la macroestructura de la zona de estudio pliegues de segunda fase con esquistosidad de plano axial asociada deformados por pliegues de la tercera fase de deformación hercínica (corte III-III’). Desde el punto de vista geométrico, además del distinto grado de apretamiento de los pliegues de primera y segunda fase, destaca la diferencia entre las dimensiones de las macroestructuras de estas dos fases principales de deformación hercínica, decamétricas y hectométricas en el caso de los pliegues de segunda fase a kilométricas, en el caso de los de primera fase. En el contexto general del conjunto de los tres cortes, la influencia de la Orogenia Alpina queda patente en la variación de vergencia de los pliegues hercínicos. Las deformaciones hercínicas del Macizo de Montalbán (Teruel) en el sector NW (La Hoz de la Vieja – Maicas) 21 Estefanía Górriz Ibáñez Fig 16. Mapa estructural realizado a partir de los datos estructurales tomados en campo (modificado de Torres, 1989, y Carls, 1975) Las deformaciones hercínicas del Macizo de Montalbán (Teruel) en el sector NW (La Hoz de la Vieja – Maicas) 23 Estefanía Górriz Ibáñez 4. DISCUSIO N E INTERPRETACIO N DE LOS DATOS ESTRUCTURALES El análisis estructural de los materiales paleozoicos del Macizo de Montalbán ha permitido establecer una secuencia de tres etapas de deformación, D1, D2 y D3, caracterizadas por estructuras y mecanismos de deformación diferentes.  Primera etapa de deformación (D1). Está representada por pliegues muy apretados, marcadamente isoclinales y con una dirección preferente NW-SE (fig. 18A) e inmersiones variables al NW y SE, como consecuencia de las etapas de deformación posteriores. Estos pliegues vienen acompañados por una esquistosidad penetrativa de plano axial (S1) asociada a mecanismos de recristalización orientada (combinado con disolución por presión) y deformación intracristalina. Esta esquistosidad muestra un elevado paralelismo con la estratificación, lo que sugiere que se trata de pliegues asociados a una elevada dosis de aplastamiento. Del mismo modo que las charnelas de los pliegues, la esquistosidad S1 muestra un elevado grado de dispersión compatible con una dirección preferente de plegamiento NE-SW, responsable de los pliegues dominantes de orientación NW-SE (figura 18A). Fig 18. Representaciones estereográficas sintéticas de todos los datos estructurales tomados en campo. A) Datos de primera fase donde se ha representado también el plano de movimiento de la S1. B) Datos de segunda fase donde se han representado también el plano medio de la S2 y el plano de dispersión de las charnelas de segunda fase. Las deformaciones hercínicas del Macizo de Montalbán (Teruel) en el sector NW (La Hoz de la Vieja – Maicas) 24 Estefanía Górriz Ibáñez De acuerdo con el diagrama t’/α de Ramsay (1967), los pliegues de la primera fase presentan geometrías de clase 2 para capas competentes y de transición a clase 3 para las capas incompetentes. Los valores del grado de aplastamiento para estos pliegues son √ √ ⁄ (Figura 19). No se han identificado etapas de deformación anteriores a ésta, por lo que seguramente se trate de la primera etapa deformacional hercínica.  Segunda etapa de deformación (D2). En la zona de estudio, esta etapa está representada por pliegues marcadamente isopacos. Como muestra el estereograma sintético de la figura 18B, los pliegues de esta segunda etapa de deformación presentan una marcada dispersión con un máximo en posición NNW-SSE. Este carácter más norteado es evidenciado también por la orientación media de las lineaciones de intersección entre S2 y S0. Como muestra el estereograma, se advierte una dispersión preferente de las líneas de charnela en torno a un plano medio de orientación ENE-WSW que, a su vez, coincide con la orientación del plano medio de la esquistosidad S2. Dentro de él, la dispersión de las líneas de charnela se explica teniendo en cuenta que esta lineación afecta a una S0 previamente plegada. De acuerdo con el diagrama t’/α de Ramsay (1967) (fig. 19), los pliegues de la segunda fase muestran características propias de pliegues de flexión y aplastamiento asociados a una deformación marcadamente heterogénea. De este modo, los pliegues muestran geometrías tanto de clase 1c, en capas incompetentes, como de clase 1b en capas competentes. Los Fig 19. Diagrama t’/α de Ramsay (1967) para los pliegues de la primera (en verde) y segunda etapa (en azul). Los pliegues seleccionados para su realización son representativos de cada etapa y están repartidos por toda el área de estudio.