Repositorio Institucional de Documentos

Trabajo Fin de Máster LA FALLA DE SIERRA PALOMERA: evolución estructural y actividad reciente Autor Ana Isabel García Lacosta Director José Luis Simón Gómez Facultad de Ciencias / Departamento de Ciencias de la Tierra Año 2012-2013 Repositorio de la Universidad de Zaragoza – Zaguan http://zaguan.unizar.es LA FALLA DE SIERRA PALOMERA: evolución estructural y actividad reciente Autor: Ana Isabel García Lacosta Director: José Luis Simón Gómez Trabajo Fin de Máster Universidad de Zaragoza Facultad de Ciencias Departamento de Ciencias de la Tierra ÍNDICE Resumen Pág. 1 1. Introducción •Planteamiento y antecedentes Pág. 3 •Objetivos Pág. 4 2. Contexto geográfico y geológico Pág. 5 •Evolución tectónica de la zona de falla de Sierra Pág. 6 Palomera en el Mesozoico y el Terciario 3. Metodología Pág. 9 4. Estudio estructural •Descripción macroestructural Pág. 13 •Contribución del Modelo Digital de Elevación (DEM) Pág. 19 •Contribución de la prospección geofísica Pág. 21 5. Estudio morfotectónico •Descripción geomorfológica Pág. 25 •Características geomorfológicas del frente montañoso Pág. 33 de Sierra Palomera •Análisis morfométrica: índices geomórficos Pág. 37 •Clasificaciones de actividad tectónica relativa Pág. 42 6. Interpretación y discusión •Cálculo del salto de falla y de la tasa de movimiento para Pág. 45 la falla de Sierra Palomera •Evaluación tectónica de la falla de Sierra Palomera en el Pág. 47 contexto regional •Contribución del estudio de la falla de Sierra Palomera al Pág. 49 contexto morfogenético de la fosa del Jiloca 7. Conclusiones Pág. 51 8. Bibliografía Pág. 55 RESUMEN La falla de Sierra Palomera es una falla normal de 15,6 km de longitud con una orientación general NNO-SSE, que limita el sector centro-oriental de la fosa del Jiloca (Cordillera Ibérica). Su expresión morfológica en el relieve está constituida por un gran frente montañoso de dirección NOSE que presenta altitudes comprendidas entre 320 y 530 m respecto al fondo de la fosa del Jiloca y que está caracterizado por la escasa incisión de la red de drenaje, la presencia de importantes facetas trapezoidales en el sector norte y un conjunto de abanicos aluviales funcionales emplazados en su piedemonte. El estudio morfotectónico de estos rasgos geomorfológicos principales asociados al frente montañoso permiten clasificar a la falla de Sierra Palomera como una estructura tectónica activa relativamente rápida. La Superficie de Erosión Fundamental de la Cordillera Ibérica identificada en la región de Sierra Palomera con altitudes que varían entre 1280 y 1440 m se encuentra deformada por la actividad extensional reciente, estando desplazada por la falla principal de Sierra Palomera y presentando un ligero basculamiento hacia la falla de la Sierra del Pobo y hacia el relevo dextral con la falla de Calamocha. A partir de dicha Superficie de Erosión Fundamental se estima un salto máximo post-Plioceno medio para la falla de Sierra Palomera de entre 430 y 460 m y tasas medias de desplazamiento post-Plioceno inferior que varían entre 0,080,13 m/ka, comparables a las identificadas en otras estructuras tectónicas de la Cordillera Ibérica. ABSTRACT The Sierra Palomera fault is a 15,6 km long, NNW-SSE striking normal fault that bounded the central-eastern sector of Jiloca basin (Iberian Chain). Its relief morphological expression consists of an important NW-SE striking, 320 to 520 m high over de Jiloca basin floor, mountain front, which is caracterized by very low fluvial incision, the existence of important trapezoidal facets in the northern sector and several active aluvial fans located in its piedmont. The morphotectonic analysis of these principal geomorphological features classify the Sierra Palomera fault as an rapid active tectonic structure. The Fundamental Erosion Surface of Iberian Chain located in the Sierra Palomera region presents heights ranging between 1280 and 1440 m and it is deformed by the extensional recent tectonic activity, with a gentle slope towards Sierra del Pobo fault and dextral relay with Calamocha fault and displaced by the Sierra Palomera fault. This Fundamental Erosion Surface allow estimate a maximum post-Pliocene vertical offset ranging between 430 and 460 m and a post-Pliocene slip rate of 0,08-0,13 m/ka, comparable to those estimated in other tectonic structures of Iberian Chain. LA FALLA DE SIERRA PALOMERA: evolución estructural y actividad reciente 1 1. INTRODUCCIÓN Planteamiento y antecedentes La neotectónica se basa en el estudio de los movimientos de la corteza terrestre que han tenido lugar durante el Terciario superior (Neógeno) y el Cuaternario, presentando un papel decisivo en la formación de la topografía actual. La definición de falla activa más aceptada actualmente es aquella que considera como fallas activas a las estructuras que han producido eventos sísmicos bajo el régimen de esfuerzos tectónico actual, y que potencialmente pueden volver a hacerlo, pudiendo diferenciar entre fallas activas durante el Holoceno, durante el Cuaternario superior y durante todo del Cuaternario (Machete, 2000). Este trabajo se centra en el estudio de la actividad tectónica reciente asociada al frente montañoso de Sierra Palomera, desde diversas disciplinas interrelacionadas como son el análisis estructural o la geomorfología tectónica. Designaremos con el término de falla de Sierra Palomera a la estructura tectónica extensional activa durante el Plio-Cuaternario que da lugar al escarpe morfológico de Sierra Palomera y que, por tanto, es objeto de estudio desde el punto de vista de posible falla activa. Emplearemos el término de zona de falla de Sierra Palomera para referirnos a toda la estructuración tectónica relacionada con dicho frente montañoso, que presenta actividad tectónica desde el Mesozoico, estando constituida por múltiples estructuras tectónicas tanto sintéticas como antitéticas con la falla de Sierra Palomera, así como por otras estructuras con orientaciones oblicuas a dicha falla principal. La fosa del Jiloca es una de las cuencas neógenas más importantes del sector centro-oriental de la Cordillera Ibérica, junto con la Cuenca de Calatayud y la Cuenca de Teruel. Tradicionalmente, se atribuía un origen tectónico para la fosa del Jiloca; sin embargo, en la última década, diversos autores han defendido tres modelos morfogenéticos principales para su formación. De este modo, la localización de la falla de Sierra Palomera como límite centro-oriental de la fosa del Jiloca lleva consigo que su grado de actividad tectónica sea controvertido. Cortés y Casas (2000) y Casas y Cortés (2002) defienden que la fosa del Jiloca se originó fundamentalmente por procesos erosivos que comenzaron con el levantamiento orogénico alpino dando lugar a grandes estructuras compresivas (pliegues y cabalgamientos vergentes al NE) entre el Oligoceno y el Mioceno, localizándose la fosa del Jiloca en un gran sinclinal desarrollado durante el Paleógeno. Finalmente, durante el régimen extensional que afecta a toda la Cordillera Ibérica a partir del Plioceno, se reactivaron algunas de las estructuras tectónicas preexistentes, fundamentalmente por mecanismos de flexural-slip de los flancos de los pliegues principales, originando fallas normales de poca continuidad lateral y de salto decamétrico paralelas a la dirección general de dichos pliegues. Por otro lado, Gracia et al. (2003) y Gutiérrez et al. (2010, 2012) defienden un modelo genético mixto para la fosa del Jiloca, identificándola como un polje controlado estructuralmente en sus etapas iniciales de formación por las fallas de Sierra Palomera, de Concud y de Calamocha, pero en el cual dominan los procesos de erosión diferencial posteriores. Según estos autores, se habría producido en él un rebajamiento kárstico de 300 m debido a la disolución de los materiales carbonatados mesozoicos, fundamentalmente jurásicos, que conforman el sustrato de la fosa del Jiloca. Finalmente, Rubio y Simón (2007), Rubio et al. (2007) y Simón et al. (2010) defienden el origen tectónico de la fosa del Jiloca, estando controlada por fallas neógeno-cuaternarias, de saltos hectométricos e importantes escarpes morfológicos, coherentes con el campo de esfuerzos reciente del este de la Península Ibérica en relación con el rifting del Golfo de Valencia. LA FALLA DE SIERRA PALOMERA: evolución estructural y actividad reciente 3 Cada uno de estos modelos morfogenéticos propuestos para la formación de la fosa del Jiloca plantea saltos verticales muy diferentes para las fallas principales que limitan dicha fosa en su sector oriental. Los modelos morfogenéticos que defienden la erosión diferencial como principal responsable de la formación de la topografía actual de la fosa del Jiloca determinan para la falla de Sierra Palomera saltos verticales de algunas decenas de metros (Cortés y Casas, 2000; Casas y Cortés, 2002) a unos 100 m (Gracia et al., 2003; Gutiérrez et al., 2010, 2012), mientras que el modelo morfogenético que considera la fosa del Jiloca como un semigraben tectónico determinan un salto vertical para la falla de Sierra Palomera de 350-400 m (Rubio y Simón, 2007; Rubio et al., 2007; Simón et al., 2010). Objetivos Los objetivos principales de este trabajo son los siguientes: 1. Caracterizar la falla de Sierra Palomera geométrica y cinemáticamente, reconstruyendo su evolución estructural, con el fin de intentar esclarecer el origen de la fosa del Jiloca. 2. Caracterizar tanto de forma cualitativa como cuantitativa los rasgos geomorfológicos asociados al frente montañoso de Sierra Palomera, con el fin de evaluar el grado de actividad tectónica relativa de la falla de Sierra Palomera en tiempos recientes, permitiendo inferir sus tasas de desplazamiento. LA FALLA DE SIERRA PALOMERA: evolución estructural y actividad reciente 4 2. CONTEXTO GEOGRÁFICO Y GEOLÓGICO La zona de estudio de Sierra Palomera se localiza en la comarca del Jiloca, en la provincia de Teruel (Comunidad Autónoma de Aragón, España), en las hojas nº 516 y 541 (Monreal del Campo y Santa Eulalia, respectivamente) del Mapa Topográfico de España 1:50.000. La fosa del Jiloca se localiza en el sector centro-oriental de la Cordillera Ibérica, en contacto con las cuencas de Calatayud y de Teruel (Fig. 1). El desarrollo de estas cuencas neógenas se encuentra ligado al rifting del Golfo de Valencia, en el que pueden identificarse dos episodios extensionales principales: el primero con trayectorias de σ3 ONO-ESE durante el Mioceno, que dió lugar a la formación de las cuencas de Teruel y del Maestrazgo oriental; el segundo, a partir del Plioceno superior, de extensión aproximadamente multidireccional, que originó la reactivación de las cuencas neógenas previamente formadas y la formación de la fosa del Jiloca (Capote et al., 2002; Arlegui et al., 2005; Rubio y Simón, 2007). Se trata de una fosa asimétrica de orientación general NNO-SSE, con unas dimensiones de unos 80 km de longitud y 10 km de anchura. Está limitada en su parte occidental por una caída suave desde la Sierra de Albarracín, con algunas fallas de salto moderado, mientras que en su parte oriental se encuentra delimitada por tres fallas principales de dirección NO-SE y componente normal dispuestas en relevo dextral con saltos en la vertical importantes: fallas de Calamocha, de Sierra Palomera y de Concud (Fig. 1). La falla de Sierra Palomera, objeto de estudio de este trabajo, constituye el límite oriental de la fosa del Jiloca en su región central entre los municipios de Monreal del Campo y Santa Eulalia (Fig. 1). Fig. 1: Mapa geológico de la fosa del Jiloca: zona de estudio de Sierra Palomera recuadrada en rojo. Modificado de Rubio y Simón (2007). LA FALLA DE SIERRA PALOMERA: evolución estructural y actividad reciente 5 Evolución tectónica de la zona de falla de Sierra Palomera en el Mesozoico y el Terciario La falla de Sierra Palomera corresponde a una estructura tectónica heredada, asociada actualmente al flanco oriental del pliegue anticlinal en rodilla de Sierra Palomera, de dirección general NNO-SSE, cuyo cierre periclinal se identifica en Peña Palomera, en el sur del área de estudio. La zona de Sierra Palomera, al igual que toda la Cordillera Ibérica, está caracterizada por la presencia de fallas de zócalo subverticales con orientaciones preferentes NO-SE y NE-SO heredadas de la orogenia hercínica o varisca (Calvo, 1993; Capote et al., 2002). Durante esta orogenia, dichas estructuras tectónicas actuaron como fallas direccionales, que posteriormente fueron reactivadas durante el rifting mesozoico. Este rifting mesozoico generalizado en toda la Cordillera Ibérica presenta dos ciclos principales: el primero de ellos desarrollado entre el Pérmico superior y el Jurásico medio, y el segundo desarrollado entre el Jurásico superior y el Cretácico superior (Capote et al., 2002). Durante el Jurásico inferior, al Este de la zona de falla de Sierra Palomera se localizaría una falla normal de dirección NO-SE al Este de los municipios de Argente y Alfambra, denominada falla de Ateca-Castellón. Dicha falla estaría activa desde el Sinemuriense inferior hasta el Pliensbachiense, condicionando la sedimentación de las Formaciones Cuevas Labradas, Cerro del Pez y Barahona, como muestran los mapas de isopacas elaborados para dichas formaciones, con un gran depocentro localizado en el actual fondo de la fosa del Jiloca (Calvo, 1993; Gómez y Goy, 2005). En el límite entre el Jurásico inferior y medio, desde el Pliensbachiense hasta el Bajociense inferior, esta estructura tectónica de Ateca-Castellón se vuelve inactiva, mientras que una falla extensional de dirección NE-SO, denominada falla de Noguera-Aguatón, condiciona la sedimentación de las Formaciones Barahona, Turmiel y Casinos (Fernández-López, Meléndez y Sequeiros, 1985; Fernández-López y Gómez, 1990; Gómez y Goy, 2005). En la segunda etapa de rifting, durante el Jurásico superior, se identifica en la zona de falla de Sierra Palomera una falla normal de dirección NO-SE al Este de los municipios de Bueña-Aguatón, unos kilómetros al Este de la actual falla de Sierra Palomera. Esta estructura permaneció activa en el Oxfordiense superior-Kimmeridgiense, condicionando el depósito de los materiales carbonatados de la Formación Loriguilla, la Formación Sot de Chera y el Miembro oolítico de Aguatón, y configurando un depocentro principal de dirección NO-SE localizado en su bloque occidental (Aurell y Meléndez, 1989; Aurell y Meléndez, 2008; Bádenas, 2001). Por otro lado, esta estructura extensional condicionaría también la sedimentación de las facies Purbeck y Weald del Cretácico inferior, ausentes en toda la zona de Sierra Palomera (Calvo, 1993). Posteriormente, durante la orogenia alpina en el Paleógeno, consecuencia de la colisión entre Euroasia y África, se produce la inversión tectónica positiva de todas estas estructuras heredadas, produciéndose el plegamiento de toda la cobertera mesozoica favorecido por un nivel de despegue plástico constituido por la facies Keuper del Triásico superior (Calvo, 1993). Esta compresión daría lugar a los pliegues de dirección NO-SE identificados en la zona de falla de Sierra Palomera: pliegue anticlinal de Sierra Palomera y pliegue sinclinal de Bueña-Aguatón, así como otras estructuras compresivas de menor entidad. En el flanco oriental del pliegue de Sierra Palomera se identifican diversos pliegues de dirección general NNO-SSE, paralelos a los pliegues principales, con una longitud de onda de unos 500 m y longitudes de entre 5 y 7 km. Conforme progresa la deformación compresiva alpina, se produce la fracturación de la cobertera dando lugar a importantes cabalgamientos asociados a los pliegues principales (Calvo, 1993). Uno de estos cabalgamientos se localizaría en la actual posición de la falla de Sierra Palomera, como evidencia la desviación del campo de esfuerzos compresivo en el entorno de Sierra Palomera durante el Eoceno superior-Oligoceno superior (Liesa y Simón, 2009). LA FALLA DE SIERRA PALOMERA: evolución estructural y actividad reciente 6 4. ESTUDIO ESTRUCTURAL Descripción macroestructural La falla de Sierra Palomera presenta una dirección general NNO-SSE, predominante entre 150 y 160, con buzamientos que varían entre 54º y 87º hacia el Oeste. Las estrías identificadas presentan cabeceos que oscilan entre 75 N y 70 S, indicando un movimiento normal casi puro, con una dirección de transporte tectónico 70, 223 (Fig. 2). Fig. 2: Estereograma con las orientaciones de los planos de falla identificados a lo largo de la traza de la falla de Sierra Palomera. En rojo, orientación media del transporte tectónico. La falla de Sierra Palomera presenta una longitud de 15,6 km y se encuentra asociada al flanco oriental del pliegue anticlinal en rodilla de Sierra Palomera de dirección general NNO-SSE, cuyo cierre periclinal se identifica en Peña Palomera, al Sur de la zona de estudio (Fig. 3). Esta estructura tectónica extensional pone en contacto materiales plio-cuaternarios del relleno de la fosa del Jiloca con materiales jurásicos (Fig. 3 y 4). En el bloque levantado (bloque oriental) de la falla de Sierra Palomera se identifican fundamentalmente materiales carbonatados del Jurásico inferior, medio y superior, así como materiales detríticos paleógenos, principalmente oligocenos, que constituyen el núcleo del pliegue sinclinal de Bueña-Aguatón (Fig. 3 y 4). Por su parte, el bloque hundido está constituido fundamentalmente por materiales detríticos aluviales pliocuaternarios; ocasionalmente afloran también materiales mesozoicos del Triásico (facies Bundsandstein y Muschelkalk) y del Jurásico, que corresponderían a relieves residuales no completamente recubiertos por el relleno sedimentario de la cuenca, como los identificados en el entorno del municipio de Singra (Fig. 3). La falla principal de Sierra Palomera genera un gran escarpe morfológico de entre 320 y 530 m de altitud sobre el fondo de la fosa del Jiloca. McCalpin (2009) estima que para la formación de escarpes de falla de centenas de metros son necesarios numerosos eventos de fracturación, entre 25 y 100 eventos, dando lugar a una zona de deformación amplia y compleja asociada a dichos escarpes de falla. Los cortes geológicos transversales a dicho frente montañoso muestran la estructuración en horst y graben de la zona de falla de Sierra Palomera, condicionada por la presencia de una serie de estructuras tectónicas asociadas a la falla principal. Esta estructuración presenta una orientación NNO-SSE, paralela a la dirección general de la fosa del Jiloca (Fig. 4). Los cortes geológicos realizados en los extremos de Sierra Palomera (Fig. 4 A y C) muestran un horst intermedio. Sin embargo, dicho horst se identifica en el corte más septentrional (Fig. 4 A) por la presencia de suaves escarpes topográficos localizados en los materiales aluviales del piedemonte de Sierra Palomera, siendo de mayor importancia el escarpe topográfico asociado a la falla antitética. LA FALLA DE SIERRA PALOMERA: evolución estructural y actividad reciente 13 En el corte más meridional (Fig. 4 C), el horst intermedio se identifica por la presencia de materiales jurásicos a una altitud de entre 1200 y 1100 m. En este corte, se identifica la acomodación de los materiales villafranquienses a la deformación producida por la falla sintética a la falla principal de Sierra Palomera. Por su parte, el corte geológico central (Fig. 4 B) no presenta la estructuración en horst y graben identificada en los otros sectores de Sierra Palomera. Sin embargo, en el bloque inferior de la falla de Sierra Palomera se identifican un conjunto de pliegues menores de dirección general NO-SE, paralelos al pliegue anticlinal principal de Sierra Palomera, y longitudes de entre 5 y 7 km. En el bloque superior se identifica, al igual que en el corte localizado al Sur, un basculamiento de los materiales villafranquienses hacia el frente montañoso. Debido a la escasa incisión de la red de drenaje en el sector centro-oriental de la fosa del Jiloca como consecuencia de su carácter endorreico incluso hasta tiempos históricos, se identifican pocos cursos fluviales que atraviesen Sierra Palomera y conecten con el nivel de base regional. Este hecho, así como los materiales de derrubios recientes procedentes de Sierra Palomera y la vegetación de la zona de estudio, tanto campos de cultivo como vegetación de monte bajo, dificulta la identificación de la falla de Sierra Palomera, quedando restringida su observación a afloramientos sin gran continuidad lateral. Sin embargo, se han identificado a lo largo de toda la zona de estudio diversas evidencias de afloramiento de planos de falla relacionados con la estructuración de Sierra Palomera. También, basculamientos hacia Sierra Palomera de los materiales detríticos que conforman los glacis villafranquienses, como consecuencia de su acomodación a eventos de actividad tectónica reciente. Comparadas con las estructuras tectónicas inversas o de desgarre, las fallas normales presentan una mayor abundancia de superficies de ruptura secundarias, paralelas al escarpe de falla principal y con longitudes entre el 6 y el 95% de la longitud de la estructura tectónica principal (McCalpin, 2009). Este hecho se constata en diversos afloramientos de los materiales jurásicos que constituyen el frente montañoso de Sierra Palomera, identificando múltiples planos de fractura paralelos a la falla principal y sintéticos con ella. Dichas superficies de fractura secundarias originan escarpes de falla de altura decimétrica y ocasionalmente, métrica, con longitudes generalmente métricas, entre 1 y 4 m (Fig. 5). Fig. 5: Superficies de ruptura secundarias sintéticas con la falla principal de Sierra Palomera identificadas en los materiales jurásicos. LA FALLA DE SIERRA PALOMERA: evolución estructural y actividad reciente 14 BUEÑA AGUATÓN SINGRA N 1 km A LEYENDA Glacis pleistocenos Glacis villafranquienses Abanicos aluviales Paleógeno superior Cretácico superior Jurásico Triásico Municipios Vías de comunicación Dirección y buzamiento Contacto discordante Falla normal Sinclinal Anticlinal 35 Paleógeno inferior Coluviones holocenos LEYENDA Glacis pleistocenos Glacis villafranquienses Abanicos aluviales Municipios Vías de comunicación Modelado estructural Modelado erosivo Modelado deposicional Falla con expresión morfológica Superficie de Erosión de Borde de Cuencas Neógenas Barranco de incisión lineal Barranco de fondo plano Superficie de Erosión Fundamental Relieve residual Coluviones holocenos Fig. 3 : Mapa geológico del frente montañoso de Sierra Palomera. La localización de los cortes geólogicos viene marcada por letras: A) Campo de la Sima; B) El Montecillo; C) Peña Palomera. B A’ B’ C’ C 58 52 74 25 45 36 40 18 46 20 16 18 16 10 76 52 22 18 22 10 24 10 72 16 20 22 18 28 20 25 10 14 42 15 54 45 85 15 30 60 20 15 10 40 15 25 30 40 60 30 1000 1500 500 OSO ENE A) 1000 1500 500 OSO ENE B) Triásico Jurásico inferior Paleógeno inferior Paleógeno superior Abanicos aluviales cuaternarios Mioceno superior - Plioceno inferior Glacis villafranquienses Jurásico superior Jurásico medio Paleozoico Fig. 4: Cortes geológicos de Sierra Palomera: A) Sector Norte (Campo de la Sima); B) Sector Central (El Montecillo); C) Sector Sur (Peña Palomera). Localización en mapa geológico (Fig. 3). Superficie de Erosión Fundamental 1000 1500 OSO ENE 500 Peña Palomera C) Por otro lado, en diversos afloramientos del margen oriental de la fosa del Jiloca en el entorno de Sierra Palomera, se han identificado depósitos detríticos del fondo de la fosa del Jiloca pertenecientes a los glacis villafranquienses que presentan buzamientos hacia el Este, hacia el frente montañoso de Sierra Palomera, y no hacia el fondo de la fosa del Jiloca como cabría esperar (Fig. 4 y 6). Este buzamiento anómalo, en sentido opuesto a la pendiente general hacia el fondo de la fosa, debe atribuirse por tanto a actividad tectónica cuaternaria. Desde el Plioceno superior, la zona de estudio a estado afectada por un campo de esfuerzos extensional multidireccional, con trayectorias dominantes del eje principal de esfuerzos σ3 ENE-OSO. De esta forma, las deformaciones identificadas en los depósitos villafranquienses son el reflejo en superficie de la acomodación de los depósitos del relleno de la fosa del Jiloca a la actividad tectónica de fallas normales sintéticas a la falla principal de Sierra Palomera, dando lugar en el bloque superior a una serie de anticlinales de roll-over. Fig. 6: Depósitos de glacis villafranquienses basculados hacia el frente montañoso de Sierra Palomera, en la Rambla del Regajo de la Cañada (izq) y en el sector de Las Vallejadas (dcha). Como se ha comentado con anterioridad, las condiciones de identificación de la falla de Sierra Palomera se reducen a escasos afloramientos sin gran continuidad lateral. Por tanto, se ha elaborado un modelo digital de elevación (MDE) y se han llevado a cabo diversas campañas de prospección geofísica (magnetometría y prospección electromagnética), con la finalidad de identificar la estructuración de la zona de falla de Sierra Palomera de manera indirecta. Contribución del Modelo Digital de Elevación (MDE) En el modelo digital de elevación elaborado para el entorno de Sierra Palomera (Fig. 7), se identifican múltiples lineamientos que condicionan los principales rasgos geomorfológicos de la zona de estudio. Estos lineamientos se reconocen a partir de cursos fluviales marcadamente rectilíneos, así como por variaciones acodadas en sus orientaciones, dando lugar a un patrón escalonado en diversas áreas (Fig. 7, flechas verdes). Los cursos fluviales que drenan los abanicos aluviales cuaternarios y los glacis villafranquienses del piedemonte de Sierra Palomera se encuentran condicionados por la presencia de una familia de lineamientos ONO-ESE, como se identifica al Oeste del municipio de E NE SO O Jurásico Villafranquiense LA FALLA DE SIERRA PALOMERA: evolución estructural y actividad reciente 19 Bueña (Fig. 7). Por otro lado, se identifican diversos escarpes topográficos de dirección general NO-SE, afectando a los depósitos plio-cuaternarios que constituyen el fondo de la fosa del Jiloca, tanto sintéticos como antitéticos con la falla de Sierra Palomera (Fig. 7). Se identifican tres familias de lineamientos estructurales (Fig. 7). La familia principal presenta una orientación general NO-SE, con direcciones que varían entre 140 y 170, perteneciendo a esta familia de lineamientos la falla principal de Sierra Palomera. Por su parte, las dos familias secundarias presentan orientaciones ONO-ESE y NE-SO, con direcciones predominantes de 090110 y 025-060, respectivamente. Fig. 7: Modelo Digital de Elevación (MDE) de Sierra Palomera. Los principales lineamientos estructurales identificados están marcados en rojo. Las flechas verdes indican patrones de la red de drenaje condicionados por los lineamientos estructurales. La zona recuadrada corresponde a la zona prospectada mediante técnicas geofísicas. 1 km LA FALLA DE SIERRA PALOMERA: evolución estructural y actividad reciente 20 Contribución de la prospección geofísica Durante las campañas de prospección geofísica, se han realizado una serie de perfiles transversales a la dirección general NO-SE de Sierra Palomera de 2-3 km de longitud, empleando las técnicas geofísicas de prospección magnetométrica y electromagnética, descritas en el apartado de la metodología. A lo largo de estos perfiles se diferencian tres dominios de comportamiento geofísico principales (Fig. 8): 1) el sector oriental, con un comportamiento homogéneo o con variaciones de la intensidad del campo magnético terrestre o de la conductividad eléctrica aparente de tipo progresivo; 2) el sector centro-oriental, caracterizado por un comportamiento más heterogéneo con anomalías sistemáticas de menor desarrollo tanto de la intensidad del campo magnético como de la conductividad eléctrica aparente (< 50 nT); 3) el sector occidental, que presenta mayores variaciones de la conductividad eléctrica aparente y de la susceptibilidad magnética, mientras que la intensidad del campo magnético presenta un descenso progresivo, con anomalías puntuales de menor desarrollo. El límite entre el sector oriental y el sector centro-oriental corresponde a un dipolo magnético de amplio desarrollo de hasta 100 nT de variación de la intensidad del campo magnético. Por su parte, las variaciones de las propiedades magnéticas identificadas en el sector occidental permiten identificar una serie de anomalías magnéticas que presentan el mayor desarrollo en la zona de estudio, con variaciones de la conductividad aparente de hasta 30 mS/m. Fig. 8: Perfiles geofísicos obtenidos en el estudio regional a lo largo del abanico de Singra: A) Intensidad y gradiente vertical del campo magnético terrestre obtenidos a partir de la magnetometría. B) Conductividad eléctrica aparente para distintas frecuencias de estudio obtenida a partir de la prospección electromagnética. LA FALLA DE SIERRA PALOMERA: evolución estructural y actividad reciente 21 El límite entre los sectores central y centro-oriental se presenta como un aumento importante de la intensidad del campo magnético, mientras que en el límite entre el sector centro-oriental y occidental, se identifica a un descenso en la intensidad del campo magnético, ya sea de manera abrupta o más progresiva (Fig. 8 y 9). El perfil geofísico denominado como Singra 3 (Fig. 9) presenta diferencias notables respecto al resto de los perfiles prospectados, presentando un sector central caracterizado por un descenso en la intensidad del campo magnético y un sector occidental con intensidades del campo magnético mayores. Sin embargo, los cambios en las tendencias de las intensidades del campo magnético se correlacionan con los límites establecidos para los distintos sectores en el resto de perfiles estudiados. Estos límites principales entre sectores presentan orientaciones aproximadamente rectilíneas NNO-SSE, paralelas a la orientación general de Sierra Palomera (Fig. 9). Las anomalías magnéticas identificadas se caracterizan por el desarrollo de dipolos magnéticos con geometría aguda y alta pendiente indicando que se trata de afecciones subsuperficiales. Sin embargo, el contraste identificado para dichas anomalías requiere de una continuidad en profundidad para su desarrollo. Fig. 9: Resultados obtenidos para la envolvente de la variación de la intensidad del campo magnético terrestre a lo largo de los distintos perfiles geofísicos prospectados. Los resultados de la prospección geofísica general, así como las evidencias de escarpes topográficos y de lineamientos estructurales identificados en el modelo digital de elevación (MDE), orientaron sobre la elaboración de una prospección geofísica de detalle con densidades de prospección mayores en el abanico aluvial cuaternario de Singra (Barranco del Campo de la Sima), en el cual se identifica un escarpe antitético a Sierra Palomera (Fig. 10). LA FALLA DE SIERRA PALOMERA: evolución estructural y actividad reciente 22 superficies de erosión más modernas se encuentran encajadas respecto a las superficies erosivas más antiguas, presentando altitudes inferiores conforme su edad es más reciente. La superficie de erosión más antigua, denominada Superficie Intramiocena o S1, presenta una escasa conservación, limitándose a áreas de cumbres aplanadas, desarrollándose entre el Mioceno inferior y el Mioceno medio (Aragoniense). Posteriormente, tuvo lugar la formación de la denominada Superficie de Erosión Fundamental de la Cordillera Ibérica o S2 a partir del Mioceno medio. Dicha superficie de erosión presenta una gran extensión, identificándose fundamentalmente en los materiales carbonatados mesozoicos de toda la Cordillera Ibérica. En algunas áreas, su desarrollo progresa hasta el Plioceno medio, mientras que en otras regiones se identifica otro nivel encajado en ésta, denominado Superficie de Erosión de Borde de las Cuencas Neógenas o S3, desarrollado entre el Mioceno superior y el Plioceno inferior. Finalmente, durante el Villafranquiense se desarrolla la Superficie de Erosión Pliocuaternaria o S4 limitada a los bordes de los grabens y cuencas neógenas más modernos. Sin embargo, otros autores como Cortés y Casas (2000) y Casas y Cortés (2002) defienden la existencia de siete niveles de superficies erosivas escalonadas desarrolladas desde el Mioceno inferior hasta el Plioceno, y que se encuentran afectadas por la deformación compresiva y extensional desarrollada en la Cordillera Ibérica. Estas superficies de erosión presentan altitudes medias de 1600, 1450, 1350, 1280, 1160, 1050 y 1000 m sobre el nivel del mar. De estos siete niveles de escalonamiento erosivo, no precisan cuál podría correlacionarse con la Superficie de Erosión Fundamental de la Cordillera Ibérica. Por otro lado, las superficies de erosión propuestas por Casas y Cortés (2002) son interpretadas a su vez por Gracia et al. (2003) como ocho superficies de corrosión kárstica pliocuaternarias, asimétricas en ambos márgenes de la Depresión del Jiloca. Estas corresponderían a antiguos niveles del fondo de la fosa, estando condicionado su desarrollo con la distribución de los afloramientos de materiales carbonatados jurásicos. En el sector central de la fosa del Jiloca en el que se localiza la zona de estudio, las superficies de corrosión más elevadas muestran una pendiente hacia el N, mientras que las más bajas presentan una pendiente dominante hacia el E, hacia la falla de Sierra Palomera. Casi todas estas superficies de corrosión kárstica estarían encajadas en la Superficie de Erosión Fundamental de la Cordillera Ibérica localizada a ambos márgenes de la fosa del Jiloca, con diferencias altitudinales respecto a la superficie de corrosión kárstica más antigua generalmente inferiores a 20 m (altitudes entre 1270 y 1420 m). En este trabajo se han identificado en la zona de Sierra Palomera múltiples retazos de superficies aplanadas con rasgos erosivos a altitudes comprendidas entre los 1150 y los 1440 m y generalmente de pequeña extensión. Por otro lado, en el sector sur de la zona de estudio, en Peña Palomera, se identifica un relieve residual con altitudes entre 1500 y 1530 m (Fig. 13). Teniendo en cuenta no sólo la cota que presentan las superficies erosivas sino también las relaciones de encajamiento identificadas entre ellas, es posible determinar dos niveles principales de superficies de erosión. La superficie de erosión más elevada presenta altitudes que varían entre 1280 y 1440 m y se localiza a lo largo de toda la zona de estudio, desarrollada fundamentalmente en los materiales carbonatados del Jurásico. Sobre esta superficie de mayor extensión, se encaja unas decenas de metros una segunda superficie erosiva, con altitudes entre 1150 y 1260 m, identificada en dos áreas de Sierra Palomera: en el sector norte, sobre los materiales jurásicos y paleógenos del flanco oriental del sinclinal de Bueña-Aguatón, y en el sector central, sobre los materiales jurásicos del flanco oriental del anticlinal de Sierra Palomera. Atendiendo a las interpretaciones clásicas (Gracia et al., 1988; Gutiérrez y Gracia, 1997), la superficie de erosión más elevada y con una mayor extensión areal correspondería a la Superficie de Erosión Fundamental de la Cordillera Ibérica, mientras que la superficie de erosión inferior correspondería a la Superficie de Erosión de Borde de las Cuencas Neógenas o S3. LA FALLA DE SIERRA PALOMERA: evolución estructural y actividad reciente 29 En el sector norte de la zona de estudio, ambas superficies de erosión presentan una ligera pendiente hacia el Norte, como consecuencia del relay ramp generado en el relevo dextral entre las fallas de Sierra Palomera y de Calamocha (Fig. 13). En el resto de la zona de estudio, la Superficie de Erosión Fundamental localizada en el bloque oriental de la falla de Sierra Palomera presenta en general una ligera pendiente hacia el Este, ocasionada por el basculamiento de dicho bloque hacia la Sierra del Pobo (Fig. 14). Estos basculamientos de la Superficie de Erosión Fundamental se evidencian en los distintos cortes geológicos elaborados (Fig. 4) y en el mapa de contornos de las superficies de erosión identificadas en la región de Sierra Palomera (Fig. 14). Asimismo, se identifica el desplazamiento de la Superficie de Erosión Fundamental por parte de la falla de Sierra Palomera (Fig. 4 y 14). LA FALLA DE SIERRA PALOMERA: evolución estructural y actividad reciente 30 1 km N 1200 1200 1250 1250 1300 1350 1400 1350 1300 1300 1350 1350 1300 1200 1200 1150 1400 1350 1400 1400 Fig. 14 : Mapa de contornos de las superficies de erosión identificadas en Sierra Palomera. Superficie de Erosión Fundamental Superficie de Erosión de Borde de Cuencas Neógenas Línea de encajamiento Isohipsas de la Superficie de Erosión de Borde de Cuencas Neógenas Isohipsas de la Superficie de Erosión Fundamental LEYENDA Características geomorfológicas del frente montañoso de Sierra Palomera El indicador geomórfico principal de la actividad de fallas normales es la presencia de escarpes de falla, que varían desde frentes montañosos de centenas de metros de elevación a escarpes decimétricos que desplazan materiales aluviales y coluviales cuaternarios (McCalpin, 2009). Como se ha comentado anteriormente, Sierra Palomera constituye un gran frente montañoso de entre 320 y 530 m de altitud respecto al fondo de la fosa del Jiloca (Fig. 12). Además, se identifican en el área de estudio múltiples escarpes de falla con una altura de orden decimétrico a métrico. Algunos se localizan en los materiales jurásicos del frente montañoso, son sintéticos a la falla principal de Sierra Palomera y presentan superficies frescas (Fig. 5); no resulta fácil discriminar si se trata de escarpes recientes de falla s.s. o escarpes de línea de falla producidos por la exhumación de planos más antiguos. Otros aparecen como escarpes topográficos tanto sintéticos como antitéticos a la falla de Sierra Palomera en los materiales detríticos que conforman el relleno de la fosa del Jiloca (Fig. 7). Las laderas asociadas a los escarpes de falla (Fig. 15) presentan una evolución dinámica, con elementos característicos que varían progresivamente con el tiempo hasta alcanzar el perfil de equilibrio del relieve (Wallace, 1977; Keller y Rockwell, 1984; Bull, 2007; McCalpin, 2009). La parte superior del escarpe de falla se encuentra caracterizada por la presencia de crestas más o menos degradadas, así como por una zona de roca desnuda de gran pendiente denominada “free face” o escarpe libre. Posteriormente, se localiza una zona constituida por derrubios de ladera o “debris flows” con pendientes en torno a 30-40º, y finalmente, en la parte inferior de la ladera, se localiza una zona de transporte por agua de los materiales procedentes de las zonas superiores, con pendientes entre 3 y 15º (Wallace, 1977; Keller y Rockwell, 1984; Mayer, 1986; McCalpin, 2009). Fig. 15: Elementos generales de una ladera asociada a un escarpe de falla normal. Modificado de Keller and Rockwell (1984; adaptada de Wallace, 1977). Esta evolución de las laderas asociada a la degradación de los escarpes de falla puede identificarse en diversos puntos de Sierra Palomera, evidenciándose de manera clara en Peña Palomera, en el sector sur de la zona de estudio (Fig. 16). Se identifica la cresta en torno a los 14501500 m de altitud, así como el escarpe libre, constituidos sobre los materiales carbonatados del Jurásico. Posteriormente, se identifican depósitos de derrubios de ladera con pendientes moderadas y finalmente, una zona con una suave pendiente hacia el Oeste, dominada por los procesos de transporte acuoso de los materiales detríticos de las zonas más elevadas. LA FALLA DE SIERRA PALOMERA: evolución estructural y actividad reciente 33 Fig. 16: Vista de Peña Palomera, en la que se identifican las distintas zonas de ladera asociadas al escarpe de falla. Por otro lado, la degradación erosiva de un frente montañoso origina una morfología característica denominada facetas triangulares. Estas facetas se originan debido al descenso del nivel de base regional, que puede estar asociado a diversos contextos tectónicos (fallas normales, anticlinales, cabalgamientos) o a factores exclusivamente erosivos (Bull, 2007; McCalpin, 2009). La morfología de estas facetas así como su pendiente media y su altura permite estimar de manera relativa el estadio evolutivo de la degradación del frente montañoso y, por tanto, la actividad tectónica relativa del frente montañoso al que se encuentran asociadas (Bull y McFadden, 1977; Bull, 2007). De esta manera, facetas asociadas a un frente montañoso relativamente reciente presentarán mayores pendientes, mientras que en estadios muy avanzados de la degradación del frente montañoso, la morfología de las facetas será prácticamente irreconocible y presentará pendientes cada vez más suaves (Fig. 17). Fig. 17: Esquema evolutivo de un frente montañoso asociado a un escarpe de falla normal. Tomado de Bull (2007). El desarrollo de las facetas triangulares está condicionado por la naturaleza de los materiales sobre los que se originan, así como por su disposición, presentando un mayor desarrollo y con mayores pendientes en frentes montañosos constituidos por rocas sedimentarias horizontales o con suaves buzamientos (Bull, 2007; McCalpin, 2009). Por otro lado, la anchura de dichas facetas viene condicionada por la forma y el espaciado de las cuencas de drenaje que disectan el frente montañoso, presentando tamaños mayores aquellas facetas asociadas a cuencas de drenaje circulares y con espaciados mayores entre sus cursos fluviales (Mayer, 1986). El frente montañoso de Sierra Palomera se dispone sobre materiales sedimentarios carbonatados con buzamientos variables, desde subverticales, incluso invertidos en Peña Palomera, hasta buzamientos entre 10-20º en la zona norte. Es esperable, por tanto, encontrar facetas mejor desarrolladas en el sector norte de Sierra Palomera, identificándose en dicha región grandes facetas trapezoidales asociadas al escarpe de falla (Fig. 18). Su morfología trapezoidal se debe al gran espaciado que existe entre las desembocaduras de los valles incididos en el frente montañoso. Junto con las elevadas pendientes que presentan, son indicadoras de actividad tectónica reciente. EO Escarpe libre Derrubios de ladera Pendiente de transporte por agua LA FALLA DE SIERRA PALOMERA: evolución estructural y actividad reciente 34 Fig. 18: Facetas trapezoidales y abanicos aluviales asociados al frente montañoso en el sector norte de Sierra Palomera, entorno de Bueña. Finalmente, las morfologías que presentan los abanicos aluviales localizados en el piedemonte del frente montañoso reflejan las variaciones en los procesos tectónicos respecto a los procesos erosivos y deposicionales llevados a cabo por la red de drenaje, siendo indicadores asimismo de la actividad tectónica reciente (Keller y Rockwell, 1984; Bull, 2007). Existen tres situaciones básicas que condicionan la distribución y el aspecto de dichos abanicos aluviales (Fig. 19): 1) la velocidad de levantamiento tectónico (VL) es mayor que la suma de la incisión de la red de drenaje (VI) y del depósito en el abanico (VD), favoreciendo la sedimentación de potentes materiales detríticos al pie del frente montañoso; 2) el levantamiento tectónico (VL) es menor que la suma de la incisión de la red de drenaje (VI) y del depósito (VD), siendo la incisión menor que la sedimentación y favoreciendo, por tanto, la fosilización de la falla por parte de los depósitos aluviales; 3) el levantamiento tectónico (VL) es menor que la suma de la incisión de la red de drenaje (VI) y del depósito (VD), siendo la incisión mayor que el depósito, se produce entonces el encajamiento de la red de drenaje tanto en el bloque levantado como en el abanico aluvial, y la sedimentación, si existiese, se produce sólo en las regiones más distales del abanico. Los dos primeros casos corresponderían a frentes montañosos tectónicamente activos, siendo la actividad tectónica relativa mayor en el primero de los casos; el tercer caso representaría una situación de inactividad tectónica (Bull, 2007). Fig. 19: Modelos esquemáticos del perfil longitudinal de un sistema fluvial en relación a las tasas de levantamiento tectónico del frente montañoso. Modificado de Bull (2007). En el piedemonte de Sierra Palomera se han identificado diversas situaciones en las cuales los abanicos aluviales presentan morfologías que se ajustan al primero de los casos explicados con anterioridad, con perfiles caracterizados por un escarpe, de mayor o menor entidad, constituido por materiales jurásicos en contacto con los materiales detríticos que constituyen el abanico aluvial cuaternario (Fig. 20 A). Sin embargo, también se han observado situaciones del segundo tipo con depósitos aluviales que fosilizan la falla, con espesores en torno a 1 o 2 m, disponiéndose de manera discordante sobre los materiales carbonatados del Jurásico (Fig. 20 B). Estos dos tipos de situaciones indicarían una clasificación cualitativa para la falla de Sierra Palomera como estructura tectónica activa. NO SE LA FALLA DE SIERRA PALOMERA: evolución estructural y actividad reciente 35 Fig. 20: Depósitos de abanicos aluviales cuaternarios en contacto con los materiales jurásicos mediante un pequeño escarpe (A) y fosilizando una falla sintética a la falla principal de Sierra Palomera (B); ambos en la zona del Llano del Monte, entre el Punto de la Silla y Peña Palomera. E EO O Jurásico Jurásico Cuaternario Cuaternario A) B) LA FALLA DE SIERRA PALOMERA: evolución estructural y actividad reciente 36 Análisis morfométrico: índices geomórficos Dentro del estudio de la tectónica activa, los índices geomórficos proporcionan información relevante acerca de los procesos tectónicos recientes. De ellos, los índices geomórficos que presentan mayor utilidad y, por tanto, son los más empleados en los estudios morfotectónicos, son aquellos relacionados con los procesos erosivos y deposicionales asociados al sistema fluvial: el índice de sinuosidad del frente montañoso (Smf ); el índice de gradiente fluvial (SL) y el índice de relación entre la anchura de fondo de valle y su profundidad (Vf ). El índice de sinuosidad del frente montañoso (Smf ) fue definido por Bull y McFadden (1977) mediante la relación: Sm f =Lm f Ls donde Lmf es la longitud total del frente montañoso a lo largo del contacto entre dicho frente y su piedemonte y Ls es la longitud total del frente montañoso en línea recta (Fig. 21). Fig. 21: Esquema de los parámetros empleados en el cálculo del índice de sinuosidad del frente montañoso (Smf ). Este índice geomórfico refleja el equilibrio entre el levantamiento tectónico, que tendería a mantener un frente montañoso rectílineo, y la erosión producida por los cursos fluviales, que tenderían a originar un frente montañoso cada vez más sinuoso (Bull y McFadden, 1977; Keller y Rockwell, 1984). Un frente montañoso rectilíneo, con valores de este índice próximos a 1, sería indicativo de una zona de deformación activa, mientras que un frente con valores de Smf elevados generalmente se considera indicativo de inactividad tectónica (Bull y McFadden, 1977). Este índice de sinuosidad se ve afectado además por factores hidrológicos, como son el espaciado de la red de drenaje y la anchura del frente montañoso. Cuanto mayor sea el espaciado de la red de drenaje, menor será la sinuosidad del frente montañoso. Cuanto más ancho sea dicho frente montañoso, con mayor rapidez comenzará a desarrollar su sinuosidad, debido a la mayor erosión por parte de los cursos fluviales, ya que drenan cuencas hidrológicas de mayor tamaño (Mayer, 1986). Finalmente, un aspecto importante a tener en cuenta es que los valores de este índice están condicionados por la escala del mapa topográfico y/o de las fotografías aéreas sobre las que está medido (Bull y McFadden, 1977). Mapas topográficos y fotografías aéreas de escala mayor proporcionarán estimaciones más precisas de este índice. Sin embargo, los valores obtenidos del índice Smf empleando diferentes escalas suelen ser aproximadamente iguales. En el caso de Sierra Palomera, se han realizado diversas medidas de la longitud del frente montañoso sobre mapas topográficos de escala 1:25.000, fotografías aéreas de escala 1:18.000 y empleando el Sistema de Información Territorial del Gobierno de Aragón (SITAR). A partir de ellas se ha realizado el cálculo de su índice de sinuosidad, obteniendo un valor medio de este índice Smf de 1,27, con un rango que varía entre 1,20 y 1,33. LA FALLA DE SIERRA PALOMERA: evolución estructural y actividad reciente 37 El índice de gradiente fluvial (SL) fue definido por Hack (1973) como la relación: SL=H L⋅L siendo ΔH/ΔL el gradiente del curso fluvial, es decir, la relación entre el desnivel en la vertical y la longitud en la horizontal del tramo estudiado, y L la longitud total del curso fluvial desde su cabecera hasta el centro del tramo estudiado en la horizontal (Fig. 22). Fig. 22: Esquema de los parámetros empleados en el cálculo del índice de gradiente fluvial (SL). Modificado de Hack (1973). Puesto que el índice de gradiente fluvial depende generalmente de la coherencia de la relación entre el área de drenaje y la longitud del curso fluvial que existe en la mayoría de los sistemas fluviales naturales, es importante que la distancia L sea medida a lo largo del curso fluvial principal o de mayor longitud (Hack, 1973). El índice de gradiente fluvial es particularmente sensible a los cambios de pendiente, de tal manera que permite evaluar las relaciones entre la resistencia de la roca, la actividad tectónica y la topografía (Keller and Rockwell, 1984). Se asume que los cursos fluviales se adaptan rápidamente a las perturbaciones tanto tectónicas como climáticas y, por tanto, valores del índice de gradiente fluvial elevados se relacionan con rocas muy resistentes o con cambios climáticos y/o actividad tectónica recientes. Si el índice de gradiente fluvial SL permanece constante significa que dicho curso fluvial presenta un perfil de equilibrio. En áreas tectónicamente activas, identificar zonas con índice del gradiente fluvial SL anómalamente elevado es una herramienta para detectar fallas activas una vez se ha descartado que su causa sea la presencia de rocas particularmente resistentes. En este trabajo, este índice de gradiente fluvial se ha calculado para 10 barrancos que cortan transversalmente el frente montañoso de Sierra Palomera (localización en Fig. 13), a partir de los datos proporcionados por sus perfiles longitudinales obtenidos con el modelo digital de elevación (MDE). Los resultados obtenidos de este índice de gradiente fluvial SL para los barrancos analizados se muestran en la Fig. 23. Cada uno de ellos muestra a lo largo de su perfil longitudinal diversos máximos relativos respecto a la tendencia basal creciente desde su cabecera. Estas anomalías significativas están asociadas a múltiples causas, algunas de ellas presentan una clara relación con la intersección de un curso fluvial de relativa importancia (Fig. 23,círculos azules), mientras que otras se relacionan con cambios litológicos, ligadas a la presencia de materiales jurásicos más resistentes (Fig. 23, círculos verdes).Sin embargo, en la mayoría de los barrancos se identifican máximos relativos unos metros aguas arriba de la posición de la traza de la falla de Sierra Palomera (Fig. 23, círculos rojos). Por otro lado, en el barranco 6, se ha identificado una anomalía significativa a unos 2700 m de distancia de la cabecera que coincide con la estructura secundaria antitética a la falla principal de Sierra Palomera identificada en el modelo digital de elevación y corroborada con las técnicas de prospección geofísica. Del mismo modo, en otros barrancos analizados (barrancos 7 y 9) se identifican anomalías significativas en los materiales detríticos de la fosa del Jiloca, atribuibles a estructuras tectónicas secundarias identificadas en el modelo digital de elevación. LA FALLA DE SIERRA PALOMERA: evolución estructural y actividad reciente 38 6. INTERPRETACIÓN Y DISCUSIÓN Cálculo del salto de falla y de la tasa de movimiento para la falla de Sierra Palomera La falla principal de Sierra Palomera presenta una actividad tectónica reciente, con múltiples estructuras tectónicas secundarias tanto sintéticas como antitéticas asociadas a ella. Esto confiere a la zona de falla de Sierra Palomera una estructuración en horsts y grabens con una orientación general NO-SE, paralela a la falla principal de Sierra Palomera, que condiciona la sedimentación sintectónica plio-cuaternaria del margen oriental de la fosa del Jiloca en su sector central (Fig. 3). La falta de marcadores sedimentarios neógeno-cuaternarios en ambos bloques de la falla de Sierra Palomera impide la determinación de su salto vertical de manera precisa, a diferencia de las otras dos fallas importantes que limitan el margen oriental de la fosa del Jiloca, fallas de Concud y de Calamocha. Dichas fallas presentan saltos estimados hectométricos, de 290-300 m para la falla de Concud (Lafuente, 2011; Lafuente et al., 2011; Simón et al., 2012) y entre 160 y 250 m para la falla de Calamocha (Gutierréz et al., 2008, 2012; Rubio y Simón, 2007; Simón et al., 2010, 2012). Dada la localización de la falla de Sierra Palomera en el sector central de la fosa del Jiloca es esperable que presente un desplazamiento vertical mayor que las estructuras tectónicas que limitan los extremos de dicho semigraben en su borde oriental. En el frente montañoso de Sierra Palomera se identifica un escarpe morfológico superior a los observados en las fallas de Concud y de Calamocha, con una altitud que varía entre 320 y 530 m respecto al fondo de la fosa del Jiloca y que diminuye su importancia hacia el NO. El bloque inferior de la falla principal de Sierra Palomera presenta un basculamiento hacia la Sierra del Pobo, localizada al Este de Sierra Palomera delimitando la Cuenca de Teruel (Fig. 1). Este basculamiento se identifica en el sector de Sierra Palomera por la Superficie de Erosión Fundamental de la Cordillera Ibérica desarrollada en los materiales mesozoicos y paleógenos. En el sector de la Cuenca de Teruel se encuentra definido por los depósitos carbonatados lacustres del Plioceno inferior (Rubio y Simón, 2007; Simón et al., 2010, 2012). A partir de la geometría de dicho bloque basculado hacia la Sierra del Pobo, se infiere un levantamiento tectónico relativo de Sierra Palomera de unos 420 m respecto al fondo de la Cuenca de Teruel (Rubio y Simón, 2007; Simón et al., 2010, 2012). La Superficie de Erosión Fundamental, además de presentar un basculamiento progresivo hacia la Sierra del Pobo, se encuentra desplazada por la falla de Sierra Palomera, como se muestra en los cortes geológicos elaborados (Fig. 4). El corte geológico más meridional (Fig. 4 C) presenta un escalón morfológico intermedio al piedemonte del frente montañoso en el que se identifica la Superficie de Erosión Fundamental con altitudes comprendidas entre 1130 y 1220 m, con una ligera pendiente hacia el NO. En el bloque superior, la Superficie de Erosión Fundamental presenta altitudes de 1440 m, con una ligera pendiente hacia el Este. Se estima un salto vertical entre dicho bloque inferior y el horst intermedio de 300 m (Fig. 4 C). El contacto estratigráfico identificado en el relleno sedimentario de la fosa del Jiloca entre los depósitos detríticos plio-cuaternarios y la unidad carbonatada infrayacente del Mioceno superior-Plioceno inferior se correlaciona con la Superficie de Erosión Fundamental (Rubio y Simón, 2007; Simón et al., 2012) y presenta una suave pendiente hacia el O, con altitudes entre 950 y 1000 m en fondo de la fosa del Jiloca. Indica por tanto un salto en la vertical de 130 m entre el escalón morfológico intermedio y el fondo de la fosa. En consecuencia, en el conjunto de la zona de falla a la altura de Peña Palomera (Fig. 4 C) se identifica un salto total para la falla de Sierra Palomera de 430 m. El salto estimado para la falla de Sierra Palomera a partir de los otros dos cortes geológicos (Fig. 4 A y B) es de 460 y 280 m. Estas estimaciones son más imprecisas que la elaborada para el corte geológico de Peña Palomera debido a la ausencia de afloramientos de la Superficie de Erosión LA FALLA DE SIERRA PALOMERA: evolución estructural y actividad reciente 45 Fundamental en el bloque hundido y a la menor información sobre los espesores de los materiales plio-cuaternarios y su contacto con la unidad infrayacente. El salto vertical atribuido a la falla de Sierra Palomera calculado empleando como marcador la Superficie de Erosión Fundamental y su correlación con el contacto entre los depósitos villafranquienses y los depósitos carbonatados del Mioceno superior-Plioceno inferior varía entre 280 y 460 m. A partir de la edad de formación de dichos materiales lacustres carbonatados (3,6 Ma, Rusciniense) y asumiendo que el salto vertical de la falla de Sierra Palomera es posterior, postplioceno inferior, se estiman tasas medias de desplazamiento vertical de 0,08-0,13 m/ka. Los valores de las tasas medias de desplazamiento obtenidas en este trabajo empleando como marcador desplazado la Superficie de Erosión Fundamental (0,08-0,13 m/ka) son muy similares a las tasas medias de desplazamiento vertical estimadas para esta estructura tectónica por Simón et al. (2012), con valores entre 0,11 y 0,15 m/ka. Por otro lado, a partir del estudio morfotectónico, se han estimado tasas de desplazamiento vertical de entre 0,05 y 0,5 m/ka y superiores a 0,08 m/ka, de acuerdo con las clasificaciones establecidas por McCalpin (1996) y Silva et al. (2003), respectivamente. Los valores estimados a partir de la deformación de la Superficie de Erosión Fundamental de 0,08-0,13 m/ka son coherentes con los rangos establecidos en el estudio morfotectónico, confirmando su clasificación como estructura tectónica activa. En algunos casos, es posible realizar una aproximación general a las tasas de desplazamiento de una estructura tectónica a partir de los espesores de sedimentos localizados en su bloque hundido. En la región de Sierra Palomera, se localiza en el entorno del municipio de Villarquemado la Laguna del Cañizar, que permaneció en condiciones endorreicas hasta su drenaje artificial en tiempos históricos (s. XVIII). En dicha laguna se ha extraído un sondeo de 74 m que engloba sedimentos de los últimos 120.000 años (Pleistoceno superior-Holoceno), estimando una tasa de sedimentación de 0,6 m/ka (Gutiérrez et al., 2012; Moreno et al., 2012). Este valor es significativamente superior a los valores de subsidencia tectónica estimados a partir de la deformación de la Superficie de Erosión Fundamental y del estudio morfotectónico del frente montañoso y no representaría una estimación fiable de la tasa de deplazamiento de la falla de Sierra Palomera, estando influenciada por otros factores. Sin embargo, en la falla de Concud se identifican variaciones temporales en las tasas de desplazamiento, y durante cortos periodos temporales (entre 72 y 60 ka BP), presenta tasas de desplazamiento de 0,63 m/ka, próximas al valor de dicha tasa de sedimentación (Lafuente, 2011; Lafuente et al., 2011). LA FALLA DE SIERRA PALOMERA: evolución estructural y actividad reciente 46 Evaluación tectónica de la falla de Sierra Palomera en el contexto regional Los resultados obtenidos en el análisis morfométrico realizado en el frente montañoso de Sierra Palomera clasifican a la estructura principal como una falla activa con importantes tasas de desplazamiento. El valor obtenido para el índice de sinuosidad del frente montañoso (Smf ) de 1,27 es muy similar al valor de dicho índice que presenta la falla de Concud de 1,24 (Lafuente, 2011). Por su parte, los valores del índice de relación entre la anchura del fondo de valle y su profundidad (Vf ) varían entre 0,07 y 0,39 (valor medio: 0,22) y entre 0,05 y 1,47 (valor medio: 0,45) medidos 250 y 500 m aguas arriba del escarpe morfológico, respectivamente. Si no no se tienen en cuenta los dos valores anómalamente elevados identificados en los dos barrancos más extremos de Sierra Palomera, los valores de Vf obtenidos en este trabajo son ligeramente inferiores a los identificados en la falla de Concud: 0,11-0,88 (0,30) y 0,06-0,40 (0,22), 250 y 500 m aguas arriba del escarpe, respectivamente (Lafuente, 2011). En comparación con otras estructuras tectónicas activas de la Península Ibérica (Fig. 25), el frente montañoso de Sierra Palomera presenta un valor del índice de sinuosidad bajo, posiblemente debido a la escasa anchura que presenta el frente montañoso (Silva et al., 2003; Azañón et al., 2012). Al igual que ocurre en Sierra Palomera, los valores del índice de anchura del fondo de valle de estas estructuras activas son generalmente inferiores a 0,6, aunque ocasionalmente se identifican valores superiores a 1 en la Sierra de Alhamilla en las Béticas (Silva et al., 2003; Azañón et al., 2012). Asimismo, si comparamos los valores para estos índices obtenidos en Sierra Palomera con los identificados en frentes montañosos de regiones activas de Estados Unidos, como los localizados en el Basin and Range, se observa que dichos frentes montañosos presentan valores de Smf sustancialmente superiores, al igual que ocurre con los valores elevados de Vf de los frentes montañosos centrales y meridionales asociados a la falla Garlock en California (Fig. 25). La relación entre estos dos índices geomórficos permite la caracterización de la actividad tectónica de la falla de Sierra Palomera de manera directa, a partir de los rangos establecidos por Silva et al. (2003). De este modo, se corrobora que la falla de Sierra Palomera corresponde a una estructura extensional de la clase 1 (tectónica activa) (Fig. 27). Fig. 27: Representación gráfica de los valores del índice de sinuosidad (Smf ) frente a los valores del índice de anchura de fondo de valle (Vf ) identificados para frentes montañosos del SE de España y de USA. En rojo, los valores obtenidos para la falla de Sierra Palomera.En azul, los rangos de estos índices geomórficos para las clases de actividad tectónica relativa establecida por Silva et al.: clase 1 activa, 2 moderada y 3 inactiva. Modificado de Silva et al. (2003). Clase 1 Clase 2 Clase 3 LA FALLA DE SIERRA PALOMERA: evolución estructural y actividad reciente 47 En el contexto regional, las tasas de desplazamiento identificadas para la falla de Sierra Palomera con un rango de 0,08-0,13 m/ka son similares a las identificadas en otras estructuras tectónicas extensionales neógenas de la Cordillera Ibérica. La falla de Concud presenta tasas medias de desplazamiento de 0,07 m/ka durante el Plioceno medio y de 0,22-0,35 m/ka durante el Pleistoceno (Lafuente, 2011; Lafuente et al., 2011; Simón et al., 2012). Por otro lado, las fallas de Teruel y del Pobo, que controlan el límite oriental de la Cuenca de Teruel, presentan tasas de desplazamiento vertical post-pliocenas próximas a 0,11 m/ka, al igual que la falla de Munébrega (Gutiérrez et al., 2008; Simón et al., 2012). Sin embargo, otras estructuras tectónicas principales como la falla de Calamocha presenta tasas de desplazamiento inferiores, de 0,06-0,07 m/ka, próximas a las identificadas en otras estructuras menores como las fallas de Valdecebro y de Rubielos de la Cérida que presentan tasas comprendidas entre 0,03 y 0,07 m/ka (Gutiérrez et al., 2008, 2012; Simón et al., 2012). Finalmente, las fallas principales de las cuencas del Maestrat presentan tasas de desplazamiento que varían entre 0,02 y 0,18 m/ka, siendo generalmente inferiores a las estimadas para la falla de Sierra Palomera. Las tasas medias de deplazamiento vertical inferidas para falla principal de Sierra Palomera, de 0,08-0,13 m/ka, son similares y ocasionalmente superiores a las identificadas en otras regiones de España tectónicamente más activas. En las regiones de Almería y Murcia (Depresión de Guadalentín, Arco de Aguilas, etc), se identifican generalmente fallas activas con tasas de desplazamiento inferiores a 0,09 m/ka (Silva et al., 2003). Por su parte, en la Cordillera Bética, se estiman tasas de desplazamiento mayores, de 0,06 a 0,5 m/ka en la Cuenca de Granada y de 0,03 a 0,28 m/ka en la Cuenca de Guadix-Baza (Sanz de Galdeano et al., 2012). Las tasas de desplazamiento estimadas para la falla de Sierra Palomera pueden parecer anómalamente elevadas en comparación con dichas regiones. La explicación podría atribuirse al hecho de que en las Béticas la deformación cortical se acomoda a lo largo de diversas estructuras tectónicas importantes. Sin embargo, en la Cordillera Ibérica, la extensión asociada al rifting del Golfo de Valencia es acomodada de manera discontinua por las distintas fallas normales principales. LA FALLA DE SIERRA PALOMERA: evolución estructural y actividad reciente 48 Contribución del estudio de la falla de Sierra Palomera al contexto morfogenético de la fosa del Jiloca Como se ha comentado en el planteamiento de este trabajo, se han propuesto tres modelos morfogenéticos para la fosa del Jiloca en función de la importancia relativa de los procesos erosivos frente a los procesos tectónicos extensionales neógenos. Cortés y Casas (2000) y Casas y Cortés (2002) defienden el origen exclusivamente erosivo de la fosa del Jiloca condicionado por el relieve compresivo paleógeno. La falla de Sierra Palomera presentaría una escasa continuidad lateral y un salto en la vertical de unas decenas de metros. Se trataría por tanto de una falla normal originada por mecanismos de flexural-slip sobre el flanco oriental invertido de Sierra Palomera y que apenas alteraría la estructura mesozoica infrayacente. Gracia et al. (2003) y Gutierrez et al. (2010, 2012) consideran la fosa del Jiloca como un polje controlado estructuralmente en sus etapas iniciales de formacion, con un rebajamiento kárstico de 300 m y un salto vertical de la falla principal de Sierra Palomera inferior a 100 m. Rubio y Simón (2007), Rubio et al. (2007) y Simón et al. (2010) defienden el origen tectónico de la fosa del Jiloca, controlada por fallas neógeno-cuaternarias con saltos hectométricos (entre 400 y 500 m para la falla de Sierra Palomera), coherentes con el campo de esfuerzos reciente de la fosa del Jiloca en relación con el rifting del Golfo de Valencia. En este trabajo, se ha estimado un salto máximo post-Plioceno medio para la falla de Sierra Palomera a partir de la deformación que presenta la Superficie de Erosión Fundamental de entre 43 y 460 m, significativamente superior al propuesto por los modelos morfogenéticos erosivos. Además, se han identificado evidencias de la falla principal de Sierra Palomera en áreas del frente montañoso en las cuales los materiales jurásicos del flanco oriental no se encuentran invertidos, sino que presentan buzamientos entre 50º y 60º E e incluso buzamientos suaves hacia el O (alrededor de 20º) asociados a los pliegues menores en el sector central del frente montañoso. Por otro lado, la existencia de paleorrelieves constituidos por materiales mesozoicos y localizados a alturas relativamente bajas en el fondo de la fosa del Jiloca ha sido argumentado como punto a favor de los procesos erosivos dominantes en la formación de la fosa del Jiloca y, por tanto, de la escasa entidad de la falla de Sierra Palomera (Cortés y Casas, 2000; Casas y Cortés, 2002; Gracia et al., 2003; Gutierrez et al., 2010, 2012). Sin embargo, como se ha indicado en el estudio estructural, la zona de falla de Sierra Palomera presenta una marcada estructuración en horsts y grabens (Fig. 4), confirmada tanto con observaciones de campo, como con técnicas indirectas (modelo digital de elevación y prospección geofísica). Esta estructuración tectónica, y no los procesos erosivos, condicionaría la presencia de los paleorrelieves mesozoicos en el margen oriental de la fosa del Jiloca, como se identifica en el sector sur de Sierra Palomera (Fig. 4C). La presencia de anomalías magnéticas subsuperficiales pero con continuidad en profundidad afectando a depósitos cuaternarios del piedemonte de Sierra Palomera, así como las deformaciones identificadas en dichos materiales, son indicativos de actividad tectónica reciente. Asimismo, el estudio morfotectónico atribuye una actividad tectónica significativamente rápida a la falla Sierra Palomera. Todo ello apoyaría el origen tectónico de la fosa del Jiloca, controlado en su sector centrooriental por la falla de Sierra Palomera que presenta un salto de 450 m y tasas medias de desplazamiento de 0,08-0,13 m/ka. Este control estructural en la formación de la fosa del Jiloca no sólo se desarrollaría durante las etapas iniciales de la depresión sino también durante el Cuaternario, identificándose múltiples evidencias de actividad tectónica reciente. LA FALLA DE SIERRA PALOMERA: evolución estructural y actividad reciente 49 7. CONCLUSIONES La falla de Sierra Palomera es una estructura extensional plio-cuaternaria originada por la inversión tectónica negativa de un cabalgamiento paleógeno asociado al pliegue anticlinal de Sierra Palomera. Presenta una longitud de 15,6 km y una dirección general NNO-SSE, con buzamientos que varían entre 54º y 87º O y cabeceos de 75º N a 70º S. Asociadas a la falla principal de Sierra Palomera, se identifican todo un conjunto de estructuras tectónicas sintéticas y antitéticas con ella, que confieren a la zona de falla de Sierra Palomera una estructuración en horsts y grabens. Esta estructuración es la responsable de la presencia de relieves jurásicos al pie del frente montañoso. La falla de Sierra Palomera presenta un salto máximo post-Plioceno medio en torno a los 450 m. Este salto ha sido estimado a partir de múltiples aproximaciones: 1) el escarpe morfológico superior a 320 m del frente montañoso de Sierra Palomera; 2) el basculamiento de la Superficie de Erosión Fundamental hacia la Sierra del Pobo; y 3) el desplazamiento de dicha Superficie de Erosión Fundamental identificado en la región de Sierra Palomera. La determinación del salto máximo de entre 430 y 460 m permite estimar tasas medias de desplazamiento para la falla de Sierra Palomera que varían entre 0,08 y 0,13 m/ka. La principal expresión morfológica de la falla de Sierra Palomera es un frente montañoso de dirección NNO-SSE, con una altitud respecto al fondo de la fosa del Jiloca que llega a alcanzar los 500 m. El estudio morfotectónico de dicho frente montañoso ha permitido la clasificación de la falla de Sierra Palomera como estructura tectónica activa y relativamente rápida, con tasas de desplazamiento estimadas entre 0,08 y 0,5 m/ka. LA FALLA DE SIERRA PALOMERA: evolución estructural y actividad reciente 51 AGRADECIMIENTOS En primer lugar, me gustaría expresar mi agradecimiento al director de este trabajo, José Luis Simón, por el apoyo y su ayuda a lo largo de su realización. Agradecer también a Oscar Pueyo su inestimable ayuda en la elaboración de las campañas de prospección geofísica así como por el procesado de los datos obtenidos y su interpretación. Del mismo modo, a Lope Ezquerro por su colaboración durante la realización de dichas campañas de prospección. Agradecer a Asunción Soriano su ayuda en la identificación de los aspectos geomorfológicos y a Teresa Lamelas la elaboración del modelo digital de elevación. Agradecer también a todas aquellas personas con las que he compartido todos estos años de Facultad, en especial a Reyes, por su apoyo y ánimo incondicional. Gracias por todos esos “cafés”. Finalmente, quiero dar las gracias a mi familia por todo el apoyo durante los años de licenciatura y de máster, por su ayuda en el trabajo de campo y porque sin ellos no sería quién soy. LA FALLA DE SIERRA PALOMERA: evolución estructural y actividad reciente 53