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TESO MORENOSegunda serie-Primera edicion

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INSTITUTO GEOLóGICO Y MINERO DE ESPAÑA

MAPA GEOLOGICO DE ESPAÑAE 1: 50.000

TESO MORENOSegunda serie-Primera edición

CENTRO DE PUBLICACIONES

MINISTERIO DE INDUSTRIA Y ENERGIA

Centro de Publicaciones - Ministerio de Industria y Energía - Doctor Fleming, 7 - 28036 Madrid

Fotocomposición: Geotem, S.A.Imprime: P. Montalvo, S.A,Depósito legal: M-40.588-11988NIPO: 232-88-005-7

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La presente Hoja y Memoria ha sido realizada por INTECSA (inter-nacional de Ingeniería y Estudios Técnicos, S.A.) en el año 1984 connormas, dirección y supervisión de¡ 1.G.M.E. habiendo intervenido lossiguientes autores:

Geología de campo, Síntesis y Memoria:

- MARTIN HERRERO, D.

- BASCONES ALVIRA, L.

Colaboraciones:

- Geología estructura¡: DIEZ BALDA, M., A. y GONZALEZ LO-DEIRO, F. de los Deptos. de Geología Interna de las U. de Sa-lamanca y Granada, respectivamente.

- Sedimentología de¡ Terciario: CARBALLEIRA CUETO, J. de¡Depto. de Estratigrafía de la U. de Salamanca.

- Cuaternario y Geomorfología: GOY GOY, J. L. y ZAZO, C. delDepto. de Geología Externa de la U. de Madrid.

- Petrografías: RODRIGUEZ ALONSO, M." D., del Depto. de Pe-trología de la U. de Salamanca.

- Micropaleontología: LIÑAN, E. y PALACIOS, T. de los Deptos.de Paleontología de la U. de Zaragoza y Badajoz, respec-tivamente.

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Dirección y Supervisión dell 1.G.M.E.

- BARON RUIZ DE VALDIVIA, J. M.,

Revisión estudios petrográficos

RUIZ GARCIA, C.

Se pone en conocimiento del lector que en el Instituto Geológicoy Minero de España existe, para su consulta, una documentación com-plementaria constituida por:

- Muestras y sus correspondientes preparaciones.

- Informes petrológicos y micropaleontológicos.

- Fichas bibliográficas.

- Album fotográfico.

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0. INTRODUCCION

La Hoja de Teso Moreno (n., 9-24) se encuentra situada en la zonanord-occidental de la provincia de Cáceres siendo su rasgo geográfi-co más significativo el Río Torto y la Ribera Basadiga que constitu-yen frontera natural con Portugal.

El marco geológico se localiza dentro de¡ Macizo Hespérico y másexactamente en la zona meridional de la Unidad Geológica Centroibé-rica, JULIVERT et al. (1974).

Desde el punto de vista estratigráfico se distinguen sedimentosprecámbricos pertenecientes al Complejo Esquisto Grauváquico, queocupan la mayor parte de la Hoja, materiales de¡ paleozoico que abar-can términos de¡ Ordovícico inferior y medio, depósitos terciarios enesencia de naturaleza cuarcítica y sedimentos cuaternarios.

La estructura responde a las mismas características regionales enlas que se encuadra esta Hoja. Destaca como la más acusada la exis-tencia de una primera fase de deformación hercínica que origina plie-gues de dirección ONO-ESE de plano axial subvertical que lleva aso-ciada una esquistosidad de flujo S, muy marcada. Con posterioridadse producen movimientos tardíos que originan pequeños replieguescon esquistosidad de crenulación observados a nivel puntual y una se-rie de sistemas de fracturas paralelas y oblícuas a las estructuras deprimera fase.

Con anterioridad a las deformaciones hercínicas, tiene lugar unafase de deformación, posiblemente sárdica, que puede ser observa-

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da puntualmente en pequeños pliegues, al S de esta Hoja, cortadospor la esquistosidad de primera fase hercínica S, y que en general que-da probada por la presencia de lineaciones L, fuertemente inclinadas.

La morfología de la Hoja se caracteriza por la existencia, en los se-dimentos de¡ precámbrico de un relieve bastante uniforme que corres-ponde a nivel regional con la cota 400-420 m que se supone resto dela penillanura cacereña, en donde son abundantes los valles encaja-dos. Como contraste, los relieves ocupados por los sedimentos ter-ciarios, localizados en la zona SE, se encuentran bien modelados ydentro de ellos, se ubican los únicos resaltes paleozoicos de la Hoja.

Entre los antecedentes geológicos más recientes cabe mencionarentre otros, los trabajos de LOTZE, F. (1945-1966), las tesis doctora-les de SCHMIDT, H. J. (1957), RODRIGUEZ ALONSO, M., D. (1982)y DIEZ BALDA, M.'A. (1982) y las hojas geológicas del plan MAGNArealizadas por TENA DAVILA-RUIZ, M. et al. (1980), BASCONES AL-VIRA et al. (1978-1984), CORRETGE CASTAÑON, L. G. et al. (1981),MARTIN HERRERO, D. et al. (1978-1984) y UGIDOS MEANA, J. M.et al. (1983), pertenecientes a la provincia de Cáceres.

También en áreas portuguesas queremos mencionar por sus apor-taciones los trabajos realizados por TEIXEI RA, C. et al. (1955 y 1979),TORRE DE ASSUNCAO, C. (1969) y OEN-ING SOEN (1970).

Finalmente, los materiales con metamorfismo de contacto queaparecen en el ángulo NE, pertenecen a la aureola producida por elplutón de Jalama aflorante en las hojas limítrofes hacia el E y NE, es-tudiadas por GARCIA DE FIGUEROLA, L. C. (1963-1984).

6---------- -

1. ESTRATIGRAFIA

La presente Hoja se caracteriza por la presencia de sedimentosprecámbricos, pertenecientes al Complejo Esquisto Grauváquico, queocupan aproximadamente el 90 % de la superficie total. Sobre estossedimentos se deposita la serie paleozoica que abarca términos de Or-dovícico inferior y medio, situándose sus afloramientos en la zona SEde la Hoja.

Dentro de los sedimentos posthercínicos aparecen depósitos ter-ciarios pertenecientes a la cuenca de Moraleja.

También y en el borde nororiental, se localizan rocas con meta-morfismo de contacto originado por el plutón de Jalama situado prác-ticamente en el borde del área de estudio.

Finalmente, dentro de los depósitos cuaternarios caben destacarlos conos y coluviones adosados a los relieves paleozoicos y los di-ferentes niveles de terrazas relacionados con la ribera Basadiga.

1.1. PRECAMBRICO SUPERIOR

1.1.1. Grauvacas y pizarras (C.E.G.) (3)

Bajo esta denominación se agrupa una potente serie sedimentariade características turbidíticas, constituida principalmente por grauva-cas y pizarras que se disponen en niveles alternantes de muy diversa

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potencia. Sin embargo, dentro de esta monotonía litológica se distin-guen, a nivel muy puntual intercalaciones conglomeráticas y/o cuar-zograuvacas, que en ningún caso constituyen niveles guía.

a) Grauvacas y pizarras

Es el grupo litológico más representativo de¡ Complejo EsquistoGrauváquico en el ámbito de la Hoja. Su característica litológica fun-damental es el estar constituido por pizarras y limolitas grises que al-ternan con grauvacas grises y verdosas de grano fino a grueso estra-tificadas en capas de 0,5 a 0,30 m, aunque no están ausentes los ban-cos métricos que en general tienden a acuñarse, sobre todo los nive-les de granulometría más gruesa.

Se han observado laminaciones paralelas, cantos blandos de pi-zarras negras, y en el techo de algunos bancos, ripples de crestas rec-tas o linguoides.

Estas características permiten considerar las facies como perte-necientes al tipo C de MUTTI y RICCI-LUCCHI (1975) y probablemen-te al tipo C2-

El estudio al microscopio de diversas muestras ha permitido reco-nocer, entre otros, los siguientes tipos de materiales:

- Metagrauvacas cuarzosas con textura blastosamítica. Se reco-noce la textura clástica original recristalizada y tectonizada quecorresponde a una roca arenosa de grano muy fino y limo conclastos subangulosos y sorting moderado a bueno. Como prin-cipal minera¡ se encuentra el cuarzo junto con los filosilicatos(sericita, ciorita y biotita) y fragmentos de roca en menor pro-porción. En algunas láminas aparecen laminaciones marcadaspor la abundancia de filosilicatos con cuarzo de tamaño arena.

- Metapelitas sericíticas bandeadas con textura blastopelítica. Enlas láminas se observa la textura clástica original recristalizaday orientada. Las fracciones granulométricas más gruesas es-tán constituidas por clastos subangulosos de tamaño limo yarena muy fina generalmente de cuarzo y en menor proporciónde feldespatos. Las fracciones finas se distribuyen, bien dis-persas entre las gruesas constituyendo las láminas más claraso en pequeñas láminas a veces difusas en las que abundanmás los filosilicatos. La composición mineralógica general

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corresponde a cuarzo, sericita, clorita, plagioclasa, feldespatopotásico, moscovita, biotita, opacos, turmalina, circón, xenoti-ma, apatito, minerales de hierro y en algunas láminas, materialcarbonoso.

- Metagrauvacas líticas con textura blastosamítica. Sus compo-nentes mineralógicos son cuarzo, fragmentos de rocas, plagio-clasa, feldespato potásico, sericita, clorita, biotita, opacos, tur-malina y circón. En general, corresponde a unas areniscas detamaño de grano variable. de grueso a muy fino con clastos an-gulosos o subredondeados y sorting pobre. Dentro de los com-ponentes cabe destacar la existencia de varios tipos de frag-mentos de rocas que pueden ser: F. R. cuarzo microcristali-no±clorita o sericita; FR. pelita; FR. ígnea (Q+f.d.s.) y FR.volcánica (microlitos de plagioclasa + cuarzo).

- Cuarcitas con textura granoblástica y cuarzo, sericita, biotita,opacos, circón, xenotima, y minerales de hierro, como compo-nentes mineralógicos.

- Metavulcanitas con textura microcristalina, fluida¡, brechoide yamigdalar. La composición mineralógica corresponde funda-mentalmente a masas microcristalinas de minerales arcillosos,tipo, sericita que parecen provenir de la alteración de feldes-patos. El resto está formado por cuarzo, feldespatos, opacos,clorita, moscovita, minerales de hierro y biotita.

De todo el conjunto predominan las metagrauvacas cuarzosas ylas metapelitas sericíticas, en donde se observa la presencia de filo-silicatos que han sido orientados por la primera fase de deformaciónhercínica y posteriormente crenulados (esto último es más patenteen las láminas pelíticas) y superficies de presión-disolución irregulares.

En las metagrauvacas líticas, es de destacar el área madre múlti-ple puesta de manifiesto por la variedad de fragmentos de rocas quelo constituyen.

Por último se observa en diversas muestras, fragmentos de rocasvolcánicas que en función de¡ porcentaje dentro de cada lámina po-dría clasificarse como roca volcanoclástica.

b) Conglomerados

Aunque se encuentran intercalados en toda la serie, sólo se han

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marcado en la cartografía cuando presentan cierta entidad, es decir,cuando al menos forman bancos métricos. Sin embargo, lo más fre-cuente, aparte de no dar ningún tipo de resalte topográfico, es quese acuñen rápidamente en cambio de facies a grauvacas.

Por lo general están compuestos por cantos, de tamaño menor aun centímetro, de fragmentos de roca y cuarzo. Se encuentran inmer-sos en una matriz formada por cuarzo, sericita y plagiociasas, prin-cipalmente.

Suelen presentar características de «debris-flow» (transporte cor-to y en masa).

A nivel regional los sedimentos de¡ Complejo Esquisto Grauváqui-co (C.E.G.) que aquí se describen, pensamos que tienen su correla-ción con los materiales de¡ C.X.G. descritos por TEIXEIRA, C. (1979)en Portugal, con las capas de Valdelacasa mencionadas en su tesisdoctoral por MORENO, F. (1977) para la zona SE y el Miembro Infe-rior definido por RODRIGUEZ'ALONSO, M., D. (1982) en la zona NElimítrofe con la que nos ocupa. A su vez, también serían equivalentesa las Pizarras inferiores descritas por GARCIA DE FIGUEROLA, L. C.y FRANCO, P. (1975), y a la Formación Monterrubio establecida porDIEZ BALDA, M., A. (1982) para la zona SO de Salamanca.

El estudio de diversas muestras palinológicas tomadas en la carre-tera comarcal de Valverde de¡ Fresno a Portugal ha permitido cla-sificar:

- Formas solitarias de pared lisa similares a las FORMAS A(MANSUY, 1983) que son sinánimas a Palaeocrytidium cayeuxi(DEFLANDRE 1955), con una amplia distribución en el Briove-riense francés (Rifeense sup.-Vendiense).

- Formas en racimos que serían equivalentes a las FORMAS, D.(MANSUY, 1983) con una edad similar y que se podrían con-siderar como una asociación de las anteriores pudiendo inclu-so ser hasta la misma especie. También se pueden asimilar aSynsphaer¡d¡um sensu TIMOFEEV de amplia distribución (Pre-cámbrico-Paleozóico). Hay dentro de estas formas algunosejemplares que tienen sus cápsulas soldadas y de menor ta-maño y son similares a las formas descritas por TIMOFEEVcomo Symniassosphaeridium, de edad Rifeense-Cámbrico, sinembargo, por sus características, parece más prudente incluir-las en el tipo D.

Estas formas son frecuentes en las áreas limítrofes en dondeaparecen también, entre otras BavIinella faveolata, Hoja núms.10-24 Cilleros, MARTIN HERRERO, D. et al. (1984) y Hoja núm.10-25 Coria, BASCONES ALVIRA et al. (1982).

Por todo ello asignamos a estos materiales de¡ Complejo EsquistoGrauváquico una edad Rifeense superior-Vendiense.

1.2. PALEOZOICO

Los sedimentos paleozoicos aflorantes en esta Hoja, se encuen-tran situados en el ángulo SE y ocupan términos de¡ Ordovícico infe-rior y medio.

Dado que estos depósitos forman parte de la Sierra de Cañaveral,hemos creído oportuno, a título informativo, incluir en el plano geoló-gico la columna tipo por nosotros establecida, para la estructura sin-clinal que configura esta sierra. Como se puede observar los distintostramos cartográficos abarcan términos que van desde el Ordovícicoinferior al Silúrico inferior, BASCONES ALVIRA, L., et al. (1982-1984),MARTIN HERRERO, D., et al. (1982~84).

1.2.1 . Ordovícico inferior

1.2.1.1. Cuarcita armoricana (4)

La sedimentación de¡ Ordovícico inferior, se inicia en la Hoja conuna serie cuarcítica dispuesta discordantemente sobre los materialesde¡ C.E.G. y que constituye a su vez un claro nivel guía a escalaregional.

En conjunto se compone de cuarcitas blancas dispuestas en dostramos (Figura l).

El inferior se encuentra formado por cuarcitas blancas y gris cla-ras en capas de 1 m. a 1,6 m, bien estratificadas, en donde se obser-van superficies de ripples muy deformadas y estratificaciones cruza-das a mediana escala. Son características la fusión de bancos y la uni-formidad lateral. La potencia media para este tramo se estima entrelos 70 y 80 m.

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LEYENDA

1 - ESTRATIFICACION

lOyflI

= lO -30 0.6CAPAS= 30 lOO co.

lOO -30000.

__________ Poyo., de ooio.,lOO - - N.b.

__-,_, / -

CONTACTOS --- GrodoaI.y0i.cocdont. y/o dÍ.coflboom.

11 - LIIOLOGIAS

__________ -_ --i 1yAl •flo.h0lli0ocfl Oylocdo

liii

Ilt- ESTRUCTURAS

Z_ t.b,oilíccoion cruzado

-»-- Lonflocron A. IIPPI.,

4.60100000 IflohiCulOl

= Lofl,,001ion poioh.hO

,- Supe. bici.. do iipphet

-. Ripph.sU.ohirs

Figura 1.

El superior consiste en una serie formada por cuarcitas y arenis-cas cuarcíticas grises con intercalaciones de pizarras grises micáceas.Los niveles cuarcíticos tienen una potencia media de 8-10 cm no su-perando a nivel de estratos los 35-40 cm. Para los niveles de pizarrasla potencia se estima en 4-7 cm, siendo de 15 cm las capas máximasobservadas. Las características sedimentarias más significativascorresponden a bandeados que pueden dar lugar a lajas, laminacio-nes cruzadas y laminaciones de ripples de ola. La potencia total paraeste tramo se estima del orden de los 100 m.

La abundancia de recubrimientos cuaternarios de tipo coluvionarque bordean estos resaltes cuarcíticos impide tomar series comple-tas. No obstante, y a nivel puntual, se han podido determinar, para eltramo superior, las siguientes características sedimentarias en las ho-jas limítrofes:

- En el Salto del Gitano (Carretera de Trujillo-Plasencia) y dentroya de la Hoja núm. 12-26 (Serradilla), MARTIN HERRERO, D.y BASCONES ALVIRA, L. (1983), al SE de nuestra zona de es-tudio, se observan, en un tramo de 12 m de po encia, secuen-cias positivas en tramos que oscilan entre 6 c n y 65 cm condos términos bien definidos:

1.1 término. Areniscas y/o cuarcitas con laminaciones de rip-pies de ola y cruzianas en la base. Potencia de paquetes 13-18cm.

2.1 término. Alternancia a nivel de láminas de lutitas, limolitaso areniscas de grano fino con laminaciones de ripples. Poten-cia de paquetes 20-24 cm.

- Para el Puerto de la Serrana, en el corte de la carretera de Tru-¡¡¡lo a Plasencia, Hoja núms. 12-25, Malpartida de Plasencia,MARTIN HERRERO, D. et al. (1983) se observa una megase-cuencia negativa de 7 m de potencia formada por cuatro se-cuencias que en vertical aumentan de potencia y que estánconstituidas por dos términos.

1.1 término: Alternancia de cuarcitas y areniscas con pizarras,limolitas o areniscas de grano fino. Presentan como estructu-ras sedimentarias más frecuentes en los niveles de granulo-metría más gruesa, estratificación lenticular, superficies de rip~pies, laminación de ripples y pistas horizontales.

2.1 término: Cuarcitas gris claras en capas de 10 cm-70 cm con

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superficies entre capas muy netas y en donde predominan lasestratificaciones cruzadas.

En conjunto este tramo cartográfico que hemos dado en ¡la-mar cuarcita armoricana, se podría interpretar como originadoen un medio marino de plataforma somera con característicastransgresivas.

De¡ estudio petrográfico de diversas muestras se desprendela existencia, para la parte basa¡ de todo el tramo cartográfico,de cuarcitas con textura granoblástica heterogranular o inequi~granular con tendencia esquistosa. Su componente principal esel cuarzo en un 95 %, siendo sus accesorios sericita-moscovi-ta, clorita, circón, minerales opacos, rutilo, xenotima y esfena.

El tamaño de los granos de cuarzo varía desde 20 micras a cris-tales próximos a 1 mm, aunque los tamaños más frecuentescorresponden a 100-250 micras. Los granos de cuarzo apare-cen, en alguna muestra, algo elongados lo que nos indicaríauna esquistosidad muy poco marcada. Los filosilicatos apare-cen en cierta proporción y situados entre los cristales de cuar-zo, no encontrando ninguna orientación preferente. El hechode que aparezcan diseminados entre estos cristales indica laescasez de matriz arcillosa de la roca original.

Para la parte superior se han reconocido:

- Filitas de tendencia limolítica con textura blastopelítica de ten-dencia blastosamítica y esquistosa con ligero bandeado, cuyoscomponentes principales son moscovita-s e ri cita, ciorita y cuar-zo, en tanto que aparecen opacos, hematites, turmalina y fe¡-despato, como minerales accesorios.

Es característica la disposición de los filosilicatos tanto por reo-rientación como por crecimiento orientado, según los planosde esquistosidad Si.

También, y según estos mismos planos, se observan cuarzoselongados y acumulación de opacos (hematites) en forma degranos finos.

- Cuarcitas recristalizadas con textura granoblástica heterogra-nular de tendencia esquistosa cuyo componente principal enel cuarzo que alcanza el 90-95 %, en tanto que los opacos pi-ritas, circón, rutilo, sericita-moscovita y turmalina, entran a for-mar parte como minerales accesorios.

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La recristalización es muy acusada con contactos entre granosfuertemente suturados e interpenetrados. El tamaño de granode los cuarzos suelen ser medio grueso, existiendo, en la zonade deformación más intensa, bandas de deformación y lámi-nas de Boe1m. Tanto el circón como el rutito, este último másescaso, son granulares y muy redondeados.

Todo este tramo descrito ha sido tradicionalmente admitidocomo representante de¡ Skidaviense, sirviendo a su vez de ni-vel cronoestratigráfico dentro de¡ ámbito hercínico.

Aparte de los restos de cruzianas y skolithos inclasificablesexistentes, hemos localizado en la Hoja núm. 12-26 (Serradilla)al SE de esta zona, MARTIN HERRENO, D. y BASCONES AL~VIRA, L. (1982) ¡cnofósiles clasificados como Cruziana rugosaD'ORBIRNY y Skofithos. sp. que corresponden al Ordovícicoinf. (probable Arenig). Por ello asignamos a estas cuarcitas unaedad Ordovícico inferior.

1.2.2. Ordovícico Medío

1.2.2.1. Pizarras con intercalaciones de cuarcitas (5)

En concordancia con la cuarcita armoricana, se deposita una seriepizarrosa con intercalaciones cuarcíticas, más frecuentes hacia el te-cho, cuya potencia total en el Sinclinal de Cañaveral se estima entre300 y 350 m y que en esta hoja sólo afloran unos 200 m máximo detodo este tramo.

En la zona central de la estructura (carretera de Trujillo a Plasen~cia), se ha establecido una columna tipo (Figura 2,1 parte de la cual que-da incluida en la Hoja núms. 12-26 (Serradilla) y que de muro a techocorresponde a:

- Pizarras violetas y negras masivas. Con restos de Trilobites yabundantes cubos de piritas. Potencia 100-115 m.

- Pizarras negras con intercalaciones cuarcíticas. Las cuarcitasson por lo general grises y se presentan, bien en tramos de 2o 3 m, cuyos bancos van de 0,3 a 1,1 m, o bien se localizanen zonas de areniscas de grano fino alternando con limolitas ypizarras a nivel de lámina, o capas de 2 a 30 cm, en cu'yo casoadquieren geometría lenticular presentando laminación cruza-da y laminación debida a ripples. Potencia 150-160 m.

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-

LEYENDA

1 - ESTRATIFICACION

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II- LITOLOI3IAS

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111-ESTRUCTURASo nooio oooeodo

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Figura 2.

Areniscas cuarcíticas con niveles pizarrosos intercalados. Losniveles areniscosos presentan potencias de 4 a 20 cm, cuan-do son de grano fino y de 50 a 60 cm, al ser de grano grueso.En algunos niveles, la transición entre las dos litologías citadasa nivel de lámina proporcionan a estas facies el aspecto ban-deado característico, en donde los términos de grano más fino,lutitas y limolitas, son de tono gris oscuro, siendo las arenis-cas cuarcíticas más claras. Como estructuras sedimentarias sepueden citar: Laminación cruzada, laminación de ripples y pis-tas en los términos lutíticos. Potencia de 60 a 75 m.

El medio de sedimentación en que se depositaron los materialesde esta unidad corresponderá a una plataforma somera ya estableci-da, en donde la existencia de grandes tramos pizarrosos, sin estruc-turas ni secuencias aparentes, las colocaría en zonas de plataformacon escaso aporte arenoso y poco energético en la que era posible,no obstante, el desarrollo de Trilobites. Unicamente en los tramoscuarzo-areníticos intercalados en ellos pueden detectarse oleajes ycorrientes capaces de aportar detríticos más gruesos, dando lugar ala acumulación de cuerpos arenosos de distintas escalas que llegana ser dominantes a techo de todo el conjunto.

Las características petrográficas más representativas son lassiguientes:

- Filitas con textura blastopelítica lepidoblástica o blastosamíticay esquistosa. Los minerales principales son: moscovita-serici-ta, ciorita y cuarzo y los accesorios: turmalina, óxidos de hierro,circón y opacos. Son abundantes los granos de cuarzo alarga-dos según planos de esquitosidad SI, así como finos filosilica-tos situados en esos mismo planos. Por último las turmalinascuando aparecen, se encuentran muy redondeadas en su as-pecto típicamente detrítico.

- Cuarcitas algo ferruginosas o micáceas, con texturas blastosa-míticas o granoblásticas, que tienen como principal componen-te el cuarzo y, en algún caso, la moscovita, y como acceso-rios, turmalina, opacos-¡ ¡ mol ita, rutilo, circón y moscovita-seri-cita. Los granos de cuarzo parecen en su mayoría nuevos, noobservándose contornos o formas típicamente detríticas. Engeneral, parece existir una elongación muy poco marcada con~cordante con la que tienen los filosilicatos y que corresponde~ría con la esquistosidad S,.

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En un análisis petrológico de areniscas de estas mismas rocas seha observado que se encuentran formadas por un 85 % de cuarzo,un 2 % de cemento ferruginoso y un 12 % de matriz clorítica. Las frac-ciones son de¡ 85 % de limo y 13 % de arcilla.

Con relación a la fauna existente en este tramo cartográfico, hayque hacer notar la ausencia de restos pero en su prolongación haciael este se tienen las siguientes referencias.

Como antecedente citaremos la fauna recolectada por SCHMIDT(1957), para la zona de Mirabel (Hoja núm. 11-25 Torrejoncillo) en lacual clasifica Calymene (Synhomalonotus) tristani (BROGN), filacnusgiganteus BURMEISTER, Illacnus sp, restos de Trilobites Orthís ribei-roi SHARPE y Orthis sp, a la que asigna una edad Llandeilo.

Por nuestra parte, y en esta misma zona, hemos recolectado fau-na en la que se han clasificado: Neseuretus cf. Tristani (BRONG-NIART), Cthenoboibina hispánica (BORN) y Primitia, sp. que corres-ponde a una edad Llanvimiense (MARTIN HERRERO, D. y BASCO-NES ALVIRA, L., 1982).

También, y en el ámbito de la Hoja núm. 10-25 (Coria), en un aflo-ramiento esquivalente a las arenistcas de¡ techo de todo este tramocartográfico, hemos encontrado fauna clasificada como: Heterorthin-ma cf. Kerfomei (MELOU) y Heterorthina sp. que pertenecen ya alLlandeilo, BASCONES ALVIRA, L. y MARTIN HERRERO, D. (1982).

Finalmente en la Sierra de Serradilla, dentro de¡ marco de la Hojanúm. 12-26 MARTIN HERRERO, D. y BASCONES ALVIRA, L. (1982),recolectamos fauna clasificada como: Redonia deshayesí (ROUALT),Praeleda cf. ciae (SHARPE), Neseuretus cf. Tristani (BRONGNIART),Cacemia ribeiroi (SHARPE) y Orthocerida indet., cuya asociación per-tenece al Llanvimiense, probablemente superior.

Por todo lo expuesto consideramos a todo este tramo como deedad Llanvimiense Llandeilo.

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1.3. ROCAS FILONIANAS

1.3.1. Diques de cuarzo (2)

Constituyen un importante haz, tanto a escala regional como enel marco de la Hoja, no obstante, al presentar espesores centimétri-cos o decimétricos no es posible su representación cartográfica. Sóloen casos muy aislados con espesores métricos y cierta continuidaden la extrusión se han marcado en la cartografía.

La génesis de estos diques, que presentan direcciones paralelaso subparalelas a la primera esquistosidad hay que buscarla posible-mente en la etapa de diagénesis de¡ sedimento con la consiguientepérdida de agua rica en sílice, o bien se generan durante los primerosestadios de¡ aplastamiento producido por la primera fase de deforma-ción hercínica, o un efecto conjunto de ambos (pérdida de agua ricaen sílice por diagénesis y aplastamiento debido a la primera fase). Pos-teriormente estos diques se «buclinan» debido a que constituyen unnivel competente limitado por niveles incompetentes (pelíticos).

Este efecto de «boudinage» ha sido comprobado en numerosospuntos en zonas próximas, sobre todo cuando el dique está encajadoentre sedimentos de granulometría muy fina. Por otro lado se ha po-dido estudiar el efecto de este primer plegamiento hercínico en pe-queñas venas centimétricas de cuarzo por lo que parece probado quesu formación es anterior o al menos sincrónica con dicha fase.

Desde el punto de vista petrográfico los diques de cuarzo son bas-tante monótonos. Normalmente son rocas casi monominerales for~madas por cuarzo y cantidades muy accesorias de hematites que nollegan al'0,5 % en volumen.

El cuarzo cristaliza en forma de grandes placas anhedrales con bor~des de grano rectos o débilmente suturados. Tienen una deforma-ción interna intracristalina que se traduce en dos fenómenos: extin-ción ondulante y poligonización sin que, en ningún caso, lleguen a in-dividualizar subgranos.

La proporción de inclusiones fluidas bifásicas es bastante elevada(aproximadamente 1-2 % de¡ volumen del cuarzo) y se disponen fun-damentalmente según dos direcciones.

Algunos diques de cuarzo tienen mineralogía un poco más com~

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pleja. Destacan entre otros los constituidos por cuarzo y apatito y can-tidades accesorias de ciorita, aibita, moscovita y feldespato potásico.

11A. ROCAS CON METAMORFISMO DE CONTACTO

Las rocas afectadas por un metamorfismo de contacto, pertene-cen a los materiales de¡ Complejo Esquisto Grauváquico descritos enel apartado 1.1.1.

Su representación cartográfica en esta Hoja, es muy escasa si-tuándose sus afloramientos en el ángulo NE de la misma.

El origen de este metamorfismo se debe al pluton de Jalama em-plazado justo en el borde de las hojas limítrofes.

1.4.1. Esquistos moteados y metapelitas moteadas (1)

Incluidos en este grupo litológico se han reconocido al mi-croscopio:

- Esquistos cuarzo-moscovíticos con clorita y cordierita que pre-sentan textura granoblástica, lepidoblástica, maculosa y poiqui-loblástica. Como componentes mineralógicos aparecen: cuar-zo, moscovita, clorita, biotita, cordierita, plagioclasa, opacos,turmalina, apatito, circón, material carbonoso, minerales dehierro y pinnita.

- Metapelita moscovítica moteada con textura lepidoblástica,granoblástica, maculosa, cuyos componentes mineralógicosson: moscovita, biotita, cuarzo, ciorita, opacos, pinnita, turma-lina y minerales de hierro.

De visu las rocas incluidas en esta aureola de metamorfismo, pre-sentan tonos grises, son muy compactas, aquellas que provienen degrauvacas y en general todas tienen un moteado muy carcterístico.

El límite superficial de estos materiales con respecto a las rocasde¡ plutón de Jalama, es de¡ orden de los 1.000 m,

1.5. TERCIARIO

Dentro de¡ marco de la Hoja de Teso Moreno los depósitos ter-

20

ciarios existentes pertenecen a la Cuenca de Moraleja que junto a lade Coria están bien representadas en la Hoja 10-24 Cilleros, MARTINHERRERO, D. et al. (1984).

Ambas cuencas se caracterizan fundamentalmente por tener unmarcado control estructura¡ según dos direcciones preferentes, unapróxima a E-0 y otra N 30-70' E, que junto con el resto de los siste-mas de fracturación van a condicionar el emplazamiento y potenciasde los sedimentos neógenos de la zona.

Las características litológicas de los distintos sectores de la Cuen-ca de Moraleja es la siguiente:

Sector 1: arcillas, limos y arenas micáceas.

Sector li: arcosas y arcillas.

Sector 111: arenas, arcillas y conglomerados cuarcíticos.

Sector IV: arcillas, arenas y conglomerados.

En la Hoja que nos ocupa, solo se encuentran los sedimentos de¡Sector 111 (Figura 3.)

1.5.1. Mioceno

1.5.1.1. Arenas, arcillas y conglomerados cuarcíticos (6)

Perteneciente al Sector 111 de la Cuenca de Moraleja, aparecenunos sedimentos constituidos genéricamente por arenas, arcillas yconglomerados cuarcíticos que sólo se localizan en el ángulo SE dela Hoja.

Se trata de una serie de materiales en donde predominan los can-tos y bolos de cuarcita y areniscas redondeados, subredondeados yangulosos en tamaño que varían de 5 cm a 1 m con matriz arcillosarojiza y arenoso amarillenta rojiza.

Por la naturaleza de los sedimentos de este grupo, su origen sedebe a la erosión de los relieves paleozoicos del Sinclinal de Cañave-ral que se han visto afectados por el reajuste de los bloques produci-do por los sistemas de fracturas tardías.

21

ESQUEMA GENERAL DE LA CUENCA NEOGENA DE MORALEJA

Y SUS DIFERENTES SECTORES

572 573 CUATERNARID,595 596

TERCIARIO

PALEOZo.co.

ID. PRECAMBRICO SUP

CILLERO$ ROCAS IGNEAS

DIRECCIONES DE APORTES

pIL-E-117 SECTORES

MORALEJA

o)

ESCA�A 6RAFICA5 1

u

Figura 3. Esquema general de la cuenca neógena de Moraleja y sus diferentes sectores.

A nivel cartográfico, se observa en la Hoja de Cilleros que al me~nos aparentemente, se sitúan sobre las arcosas y arcillas de¡ Sector11 e interdentados con las arcillas, arenas y conglomerados de¡ Sectoriv.

Su potencia se estima que puede alcanzar los 100 m.

La ausencia de datos faunísticos, nos impide datar con precisiónla edad de estos depósitos, que por consideraciones regionales inclui~mos en el Mioceno.

1.6. CUATERNARIO

A falta de datos cronológicos precisos como la existencia de fau-na, industria, etc., que nos sirviera para realizar una cronología másprecisa, la leyenda intenta, dar una secuencia de procesos realizadosa escala regional, en donde, por supuesto, se han tomado como baselos distintos niveles de terrazas.

En este apartado se describen los diferentes tipos de materialescuaternarios cartografiados, entre los que cabe destacar, depósitosde tipo coluvionar, diferentes niveles de terrazas, conos de deyeccióny aluviales.

1.6.1. Holloceno

1.6.1.1. Bloques y cantos de cuarcitas, areniscas y cuarzo conmatriz areno arcillosa rojiza. Coluvión (7)

Se sitúan adosados a los relieves paleozoicos de¡ SE de la Hoja yrecubren parte de estos últimos. Están constituidos por bloques y can-tos angulosos de cuarcita fundamentalmente, pero también aparecenareniscas y cuarzo en menor proporción, todo ello empastado en unamatriz areno-a irci ¡losa.

1.6.1.2. Arcosas con cantos sueltos de cuarcitas. Conos dedeyección (8)

Tienen su inicio en los relieves terciarios de la zona de Fresno Gor-

23

do. En esencia están formados Por arcosas de granulometría media-gruesa, en el que aparecen dispersos cantos cuarcíticos subredondea-dos con un tamaño máximo de 15 cm de diámetro.

1.6.1.3. Cantos redondeados de cuarcitas, areniscas y cuarzocon matriz arenosa. Terrazas (9) y (10)

Se trata de las terrazas más modernas de la Ribera de Basadigadepositadas a 4 m y 1-2 m aproximadamente sobre el cauce actual.

La litología corresponde a cantos redondeados de cuarcitas, are-niscas y cuarzo dispersos en una matriz arenosa rojiza.

1.6.1.4. Cantos, arenas y arcillas. Aluvial (11)

Con escasa representación a esta escala de trabajo, aparece conuna litología de cantos poligénicos redondeados, arenas y arcillas conporcentajes variables según su ubicación.

24

2. TECTONICA

2.1. INTRODUCCION

Las deformaciones que han afectado a los materiales de la zonacorresponden principalmente a la Orogenia Hercínica y, sobre todo, auna primera fase de plegamiento. Es evidente que las rocas precám-bricas han sufrido un plegamiento anterior, supuestamente sárdico,como se demuestra por la existencia de pliegues anteriores a la es-quistosidad principal y atravesados por ésta, así como por la abundan-cia de lineaciones de intersección fuertemente inclinadas dentro de¡Complejo Esquisto-Grauváquico.

La primera fase de deformación hercínica es la responsable de lasprincipales estructuras plegadas que se observan, entre las que des-taca el Sinclinorio de la Sierra de Cañaveral, y también de un aplasta-miento generalizado que ha dado lugar a la esquistosidad de flujo casisiempre presente.

En relación quizá con la primera fase, pero con posterioridad a lospliegues, se ha desarrollado un importante sistema de fracturas para-lelas a las grandes estructuras hercínicas.

Estas fracturas subverticales han actuado seguramente en variasocasiones y aparecen hoy día como fallas normales o inversas de granángulo, según los lugares, aunque es probable que su principal fun-ción haya sido la de fracturas de desgarre.

Con posterioridad tienen lugar al menos dos deformaciones tar-

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días, sin orden cronológico establecido que producen pequeños plie-gues cuyos planos axiales presentan direcciones N 10~35' E y N100-120' E. Ambas deformaciones originan esquistosidades de cre-nulación y no llevan asociadas ningún tipo de macroestructuras.

Finalmente, existen una serie de fallas oblícuas a las estructuras,que han actuado como fallas normales y de desgarre con pequeñosdesplazamientos, y que asimilamos al sistema de fracturas tardías deamplio desarrollo en todo el Macizo Hespérico.

2.2. ESTRUCTURAS PREHERCINICAS (Fase Sárdica)

La presencia de una fase de plegamiento anterior a la OrogeniaHercínica ha sido puesta de manifiesto en numerosas ocasiones y pordiversos autores, basándose tanto en la existencia de una discordan-cia por debajo de¡ Ordovícico inf., que descansa indistintamente so-bre el Cámbrico o sobre el Precámbrico, como en la aparición de plie-gues ante-esquistosos y de lineaciones de intersección (l_,) de la pri-mera fase hercínica, subverticales o con fuertes inclinaciones en losmateriales de¡ Precámbrico.

Un estudio de estos pliegues, que han sido asignados a una faseSárdica, fue efectuado por OEN ING SOEN (1970) en Portugal, con-cretamente al Norte y Sur de¡ Sinclinal de Oporto-Satao. Este autordeduce que la dirección original de estos pliegues de edad Cámbricosup., sería aproximadamente entre N-S y NE-SO.

Por nuestra parte, al sur de esta zona, hemos observado en la Hojanúm. 9-28 (S. Vicente de Alcántara), MARTIN HERRERO, D. y BAS-CONES ALVIRA, L. (1978), un pequeño pliegue antehercínico atrave-sado oblícuamente por la esquistosidad (S,) (km 21,2 de c.c. Al~burquerque-Herreruela).

También y dentro de¡ ámbito de la Hoja núm. 9-27 (Membrío), BAS-CONES ALVIRA, L. y MARTIN HERRERO, D. (1980), en el P 10,900de c.c. Membrío-Alcántara se ha localizado otro pequeño pliegue, tipo«Mullions», de las mismas características.

De acuerdo con OEN ING SOEN (1970) y con nuestros propios da-tos, creemos que los pliegues sárdicos tendrían, en la zona que nosocupa, una dirección aproximada NE-SO, con un plano axial subverti-cal y flancos que buzarían entre 30' NO y 50' SE. Estos pliegues no

26

llevarían asociados ningún tipo de esquistosidad, o al menos ésta nose ha detectado.

Finalmente, para la zona N, limítrofe con el área de estudio, cabemencionar la existencia de pliegues de este tipo estudiados por RO-DRIGUEZ ALONSO, M., D. (1982), en su tesis doctoral.

Por ello y aunque no hemos localizado ningún pliegue de estas ca-racterísticas en la superficie precámbrica estudiada, consideramosque estos materiales también han debido ser afectados por esta fasede plegamiento.

2.3. ESTRUCTURAS HERCINICAS

Una vez plegado todo el conjunto de materiales que constituyenel C.E.G. por la fase Sárdica y después de un período erosivo, se pro~duce la sedimentación del Paleozoico. Es al final de Carbonífero infe-rior cuando tiene lugar el inicio de la Orogenia Hercínica que va a darlugar a las diferentes estructuras que aparecen con mayor o menorgrado de deformación en todo el Dominio Hercínico.

Seguidamente se exponen las características estructurales másacusadas observadas en toda la Hoja.

2.3. 1. Pliegues

2.3.1.1. Pliegues de la primera fase Hercínica

Todos los pliegues vistos deben su origen a la 1.1 fase de defor-mación Hercínica, que afecta de diferente manera al conjunto de ma-teriales existentes a en la Hoja. Por ello, se distinguen dos tipos depliegues, correspondientes a los dominios precámbricos y paleozoi-co, con las siguientes características:

a) Dominio precámbrico

En el Complejo Esquisto-Grauváquico del Precámbrico superior noexisten los pliegues cilíndricos, ya que la deformación se produce so-bre superficies (So) previamente plegadas.

27

Los pliegues correspondientes a este primer dominio, dan una in-terferencia que no se ha podido cartografiar por falta de niveles guía,pero creemos que debe ser de clase 1 de RAMSAY (1967). No obs-tante, varias de estas estructuras se han interpretado a lo largo detoda la zona, correspondiendo su estilo al de pliegues similares, si-métricos y asimétricos con flancos bastante apretados y buzamien-tos generalizados superiores a los 70'. Los planos axiales son subver-ticales y las trazas axiales llevan una dirección general comprendidaentre N 120' E y N 140' E.

La gran abundancia de estos pliegues métricos hace imposible surepresentación total en la cartografía. No obstante, las trazas axialesrepresentadas en el plano estructura¡ nos permiten conocer las carac-terísticas generales de¡ plegamiento producido por esta primera fasede deformación, así como las modificaciones sufridas por los sucesi~vos movimientos tardihercínicos.

Finalmente, y a nivel puntual, se han visto pequeños replieguesque afectan a veces a diques centimétricos de cuarzo, budines en di-ques decimétricos también de cuarzo, y pequeños kind-bands a nivelmilimétrico en tramos pizarrosos.

b) Dominio paleozoico

Los escasos afloramientos existentes en la hoja pertenecen al flan-co N de la estructura sinclinal de Cañaveral que tiene un largo recorri-do en la zona Centroibérica. Por ello y con el fin de ubicar estos re-lieves dentro de esta estructura se describen sus rasgos más carac-terísticos, MARTIN HERRERO et al. (1982-1984) y BASCONES et al.(1982).

Los materiales paleozoicos presentan pliegues cilíndricos, dadoque la deformación afecta a superficies originariamente planas. Su am-plitud varía entre 0,5 km y 5 km y la longitud de onda entre 1,5 km y8 km. El estilo corresponde a pliegues isopacos en las capas compe-tentes, tendiendo a similares en las incompetentes.

Todos los pliegues que configuran el llamado sinclinal de Cañave-ral, que se sitúa, en parte, dentro de la presente Hoja, forma en suconjunto un gran sinclinorio con vergencia NE.

A nivel individual los sinclinales tienen su flanco sur (equivalente

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al norte en los anticlinales) subverticales o invertidos con buzamien-tos superiores a los 70'. Para los flancos normales, tanto en anticli-nales como en sinclinales, los buzamientos son muy variables y os-cilan entre la subverticalidad y la subhorizontalidad (Hojas núms. 12-25y 12-26 Malpartida de Plasencia y Serradilla, respectivamente).

La dirección general de todo el Sinclinal es de N 120-13T E quecoincide con la que origina la primera fase de deformación Hercínicaa la que debe su origen. No obstante y por efecto de¡ sistema de fa-llas tardías, esta dirección sufre una clara modificación a N 90' E queafecta a toda la zona media de la estructura (Hojas núms. 10-25, 11-25,12-25, y 11-26).

2.3.1.2. Pliegues tardíos

Con posterioridad a la primera fase de deformación, tienen lugaruna serie de movimientos tardíos que repliegan ligeramente las es-tructuras preexistentes.

Estos nuevos procesos de deformación, no dan lugar a estructu-ras de primer orden y solo están presentes a nivel puntual mediantepliegues menores con un tamaño que varía de 5 cm a 1 m.

Se han localizado dos plegamientos diferentes, cuya cronología re-lativa no hemos podido establecer hasta el momento con exactitud:

Pliegues de dirección N 10~35' E

Este tiplo de pliegues que afectan a la esquistosidad Si de prime-ra fase, son los que aparecen con más frecuencia en el área de es-tudio, y serían el resultado de una fase tardía principal.

Se trata de pliegues simétricos con charnelas romas y un tamañouniforme de 15 a 20 cm de longitud de onda y de 1,5 a 2,5 cm deamplitud.

Los planos axiales llevan una dirección N 10-35' E y buzamientossubverticales, mientras que las trazas axiales tienen buzamientos su-periores a los 70' tanto al N como al S.

Pliegues de dirección N 100-12T E

29

Son escasos los puntos en donde se han visto este tipo de plie-gues, no obstante se ha podido observar que se trata de pliegues asi-métricos cuyos flancos tienen distintas longitudes (más largos los quebuzan hacia el Norte que los que buzan hacia el Sur) y el ángulo queforman entre sí es de 120-1W.

En general, hemos visto que este tipo de pliegues tienen una tra-za axial de dirección N 100-120' E, con planos axiales que buzan al Sde 5 a 15' y que su tamaño varía de 10 cm a 1 m.

Su génesis podría ser el resultado de una descompresión que da-ría lugar a repliegues en la vertical con planos axiales que tienden ala subhorizontalidad.

2.3.2. Esquistosidades

2.3.2.1. Esquistosidad de primera fase hercínica

La primera fase de deformación hercínica origina a nivel regional,una esquistosidad de flujo S,, que es subparalela al plano axial de lospliegues producidos por dicha fase, y que se encuentra bien desarro-llada en todo el C.E.G., en tanto que en los materiales paleozoicos surepresentación es menor y llega a estar ausente en algunos puntos.

A nivel estructura¡, la marcada esquistosidad de flujo Si nos per-mite, juntamente con criterios sedimentológicos, determinar la pola-ridad de las capas. Así, en zonas donde estos últimos métodos noson precisos, servirá de único criterio para determinar en una seriemonoclinal plegada, el techo y el muro en cada punto.

Sobre una falsilla Schmidt, se ha realizado el contaje de 122 polosde (S,), obteniéndose una dirección aproximada preferente N 135' Ey buzamiento de 90' (Figura 4).

Comparando estos resultados con los obtenidos en las áreas yaestudiadas de la provincia de Cáceres, podemos observar que existeuna gran uniformidad tanto en dirección como en cantidad de bu-zamiento.

2.3.Z2. Esquistosidad tardía

Las sucesivas etapas de plegamiento no llevan asociadas defor~

30

N

270 90

Ci

'N 135 E /90

180

1 % 8%

8% 16%

16% 22%

22% 28%

28% 34%

>34%

Figura 4. Proyección de 122* polos de la esquistosidad primaria S,. Falsilla deSchmidt (hemisferio inferior).

El valor de cada polo corresponde a la media de las medidas efectuadas en cada punto.

31

maciones mayores, por lo que sólo existen pequeños pliegues, ob-servados a nivel puntual, tal como se indicó anteriormente.

No obstante se ha podido comprobar la existencia de una esquis-tosidad de crenulación localizada «de visu» en varios puntos y con fre-cuencia en el estudio al microscopio de diversas muestras. Esta es-quistosidad, en principio, la atribuimos al episodio que originó los plie-gues de plano axial N 10-35' E con cuya dirección coincide en térmi-nos generales.

Esta esquistosidad de crenulación se encuentra presente en todala zona occidental de la Provincia de Cáceres, CORRETGE CASTA-ÑON, L. G. et al. (1980-82), BASCONES ALVIRA, L. et al. (1980-84),MARTIN HERRERO, D. et al. (1978-84) y UGIDOS MEANA et al.(1983).

Por otra parte y también crenulando a la S, se observa una es-quistosidad con dirección N 130-115T E y buzamientos generalizadoshacia el S de 20' a 50' que está asociada a los pliegues tardíos dedirección aproximada N 100-120' E.

Para el área de Salamanca existe una esquistosidad de crenula-ción sublhorizontal que viene asociada a pliegues angulares en zonasepizonales y que corresponde con la S2 Hercínica (DIEZ BALDA, M.,A, 1982).

La existencia de una crenulación subhorizontal en la zona, se pue-de pensar que sería debida a la Fase 2 que afecta al área de Salaman-ca o bien que se produciría por una descompresión asociada a fallasnormales. A la vista de la incidencia, en esta zona de estudio, de fa-llas tardías que han sufrido reajustes posteriores con movimientosnormales, nos inclinamos, en principió, por la segunda posibilidad.

Por otra parte, y en esta zona, no hemos podido ver la relación exis-tente entre la esquistosidad de crenulación subinorizontal y la asocia-da a los pliegues de dirección N 30-50' E de plano axial subvertical,por lo que no podemos ordenarlas en el tiempo, ni nos es posiblecorrelacionarlas con las fases conocidas de las áreas limítrofes.

3

2.3.3. Lineaciones

2.3.3.1. Lineaciones de primera fase hercínica

a) Lineaciones de intersección

La intersección de los planos de esquistosidad S, y la estratifica-ción So origina una lineación L, que es paralela a los ejes de los plie-gues de la primera fase de deformación.

Sobre una falsilla de Schmidt (hemisferio inferior), hemos repre-sentado 69 polos de las lineaciones Li, que tienen un buzamiento me-nor de 90'. El resultado obtenido es un punto máximo de dirección N134' E y plunge de 50'. (Figura 5).

b) Lineaciones de estiramiento

A este tipo de lineaciones pertenecen los estiramientos sufridospor granos y cantos que se localizan siempre a nivel puntual y no siem-pre con una misma uniformidad.

Las observaciones efectuadas corresponde a deformaciones degranos de cuarzo con un tamaño no superior a los 0,5 cm de diáme-tro, visibles en capas samíticas con granulometría grosera y enmicroconglomerados.

Por último diremos que en este tipo de marcadores no hemos vis-to indicios de posteriores deformaciones.

2.3.3.2. Lineaciones tardías

Sólo se han localizado de forma aislada, una lineación de intersec-ción tardía que va asociada a la esquistosidad de crenulación de di-rección N 130-1 SO' E, con plunges de hasta 30' N o S.

2.3.4. Fracturas

Se distinguen diversos sistemas que están bien representados,tanto dentro de¡ marco de la presente Hoja, como a nivel regional.

33

N

.............w~.............

270 90

N 134 E 150 N

180

<l %

1% a 3%

3% a 6%

6% 9%

9% l¡%

>11%

Figura 5. Proyección de 69* polos de la lineación de intersección Ll. Falsilla deSchmidt (hemisferio inferior).

. El valor de cada polo corresponde a la media de las medidas efectuadas en cada punto.

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Dirección N 120-140' E

Esta familia se encuentra bien definida tanto en los materiales pa-leozoicos como en los de¡ C.E.G. Presenta direcciones comprendidasentre N 120' E y N 140' E, es decir, subparalelas a los pliegues, loque hace pensar en un origen ligado a la formación de los mismos.No obstante serán en general algo posteriores ya que, los cortan oblí-cuamente en muchos casos.

La existencia de estrias en diversos puntos de la región, pone demanifiesto que dichas fallas son inversas y con planos subverticales.

Los ejemplos más representativos de este tipo de fallas se loca-lizan en los relieves paleozoicos, ya que en la variedad litológica haceque queden marcadas con más claridad. Destacan distintos puntosde¡ Sinclinal de Cañaveral en donde se observan repeticiones de tra-mos e incluso producen saltos en donde falta parte de¡ flanco N o S,Hoja núms. 10-25 Coria, BASCONES ALVIRA, L. et al. (1982).

- Dirección N 30-70' E

A este sistema pertenecen la mayor parte de las fracturas exis-tentes en la Hoja y constituyen a nivel regional el principal grupo defracturas de¡ que forma parte la falla senestra de Alentejo-Plasenciasituada al E de la zona que nos ocupa.

Dentro de esta Hoja y como accidente estructura¡ más especta-cular se localiza la falla de Castelo Branco, Corresponde a una falla se-nestra de dirección N 60' E y plano subvertical, que con un recorridolongitudinal visible de¡ orden de los 130-140 km, tiene su inicio al SOde dicha localidad portuguesa y su terminación orienta¡ en las Hurdes,al NE de esta zona de estudio, JULIVERT et al. (1974).

Ambas fracturas senestras (Alentejo-Plasencia y Castelo Branco)junto con otras de¡ mismo sistema, con las conjugadas de direcciónaproximada N 90-130' E y con las de dirección N 120-140' E preexis-tentes, dan lugar a fosas que en la actualidad se encuentran colma-tadas por sedimentos terciarios. Tal es el caso de la cuenca de Mo-raleja, Hoja núm. 10-24 Cilleros, MARTIN HERRERO et al. (1984) delas que forman parte los sedimentos de naturaleza conglomerática de¡apartado 1.5.11— que tiene su prolongación hacia el SO por tierrasportuguesas y la Cuenca de Coria al E. de la anterior.

35

En las cuencas mencionadas, los sedimentos terciarios del bordeocultan los planos de dichas fallas por lo que las observaciones rea-lizadas se han tomado en hojas limítrofes o/y en fracturas paralelaspróximas a ellas. Los resultados obtenidos nos indican que dichos pla~nos deben ser subverticales o con buzamientos no inferiores a los 80'.

En un principio el movimiento es de fracturas de desgarre senes-tro para después y junto con los demás sistemas, sufrir un reajusteque daría lugar a desplazamientos en la vertical, con movimientos debloques que originan zonas de graben escalonadas y compartimenta-das en donde se depositan los sedimentos terciarios.

Estos movimientos distensivos continúan una vez colmatadas lascuencas, ya que se observa, en varios puntos, estrías en paquetes are-niscosos y/o conglomeráticos que indican desplazamientos normalesen la vertical.

Dirección N 90- 130' E

A este sistema corresponden fracturas conjugadas con el sistemaprincipal antes descrito, y que fundamentalmente con el y con las frac-turas de dirección N 120-140' E preexistentes, forman el control es-tructural de las cuencas terciarias de la región.

Tienen escasa representación tanto en el dominio paleozoicocomo en el C.E.G. y se caracterizan por tratarse de fallas con compo-nente vertical.

Su longitud cartográfica visible máxima es del orden de los 6-7 km.

- Direcciones N 10-30' E y N 150-170' E

Ambos sistemas son fracturas de segundo o tercer orden que vanasociadas a las de dirección N 30-70' E. Con desplazamientos senes-tros y dextros respectivamente aparecen con escasas representaciónen la zona de estudio y su último movimiento debe de correspondera fracturas normales de componente vertical.

36

3. GEOMORFOLOGIA

Se caracteriza esta Hoja por presentar un relieve bastante unifor-me con una superficie morfológica de cota 400-420 m que coincidecon la existente a nivel regional.

Como excepción mencionaremos los cerros de Cuartino y TesoMoreno cuyas cotas de 529 m y 440 m respectivamente, destacandentro de esa superficie.

La ribera Basadiga, prolongación del río Eljas, es el río más impor-tante que discurre de norte a sur y constituye frontera natural con Por-tugal. Su cauce deja pocos niveles de terrazas, que tan sólo se de-sarrollan en la parte SE sobre los materiales del C.E.G. o los sedimen-tos terciarios, en donde quedan dos niveles escalonados de 4 m y1-2 m con relación al cauce actual.

La morfología que se observa en los materiales del Complejo Es-quisto Grauváquico es poco variada y la característica más acusadaes el fuerte encajamiento de los cursos de agua, que viene condicio-nado fundamentalmente por la densidad de fracturación.

Por último en la zona SE se encuentran los sedimentos conglo-meráticos terciarios que dan lugar a cerros bien modelados, destacan-do entre ellos, los resaltes cuarcíticos del Cabeza del Macho a cuyopie se desarrollan los depósitos del tipo coluvionar.

37

4. PETROLOGIA

4.1. PETROLOGIA METAMORFICA

4.1.1. Metamorfismo regional

Las rocas de¡ precámbrico y paleozoico existentes en esta Hoja,han sufrido un metamorfismo regional de bajo grado perteneciente ala zona metamórfica de la biotita.

Las relaciones del metamorfismo con la deformación, quedan cla-ramente reflejadas en los estudios petrográficos, en donde apareceuna esquistosidad S, producida por la 1.1 Fase de deformación hercí-nica y que se corresponde con las observaciones «de visu» descritasen el apartado 2.3.2.

La blastesis minera¡ de los blastos metamórficos con respecto aesta esquistosidad Si es muy clara ya que los filosilicatos están orien-tados paralelamente a la laminación y también aparecen en esa direc-ción, pequeñas superficies de disolución presión.

Con posterioridad, estos filosilicatos han sufrido crenulaciones porefecto de las deformaciones tardías a que se ve sometida toda laregión.

4.1.2. Metamorfismo de contacto

La superposición del metamorfismo de contacto producido por el

39

plutón de Jalama sobre los materiales con metamorfismo regional,queda patente por la presencia de cordierita que aparece escasamen-te alterada a pinnita.

Es con posterioridad a la intrusión granítica cuando se producenlos movimientos tardíos que van a dar lugar a crenulaciones en losfilosilicatos.

También hay que hacer notar que la clorita poiquilobástica, proba-blemente ha crecido después.

40

5. HISTORIA GEOLOGICA

Durante el Precámbrico Superior tiene lugar la sedimentación delos materiales más antiguos que se depositaron sobre una corteza si-lícea erosionada e inmediatamente después de una fase distensiva,VEGAS et al. (1977). Esta serie correspondería al denominado Com-plejo Esquisto Grauváquico.

Estos depósitos se acumulan de una forma continua dentro de unambiente marino profundo, caracterizado por la existencia de secuen-cias turbidíticas, que se pueden relacionar con aparatos de sedimen-tación de abanicos aluviales que evolucionan a ambientes de platafor-ma marina somera, como se pone de manifiesto en la existencia deniveles conglomeráticos y cuarcíticos intercalados en toda la serie.

Sobre el C.E.G. se habría depositado una serie detrítica de edadCámbrido inf-med., no presente en la zona por efecto de la fase Sár-dica, y que tiene su representación más próxima hacia el N. en el Sin-clinal de Sequeros-Ahigal de los Aceiteros, al E. en el Sinclinal de Gua-darranque y al S. en las proximidades de Alburquerque.

Esta fase Sárdica se produce después del Cámbrico medio y daríalugar a suaves pliegues de dirección NE-SO, al mismo tiempo que vaacompañada o seguida por una fase erosiva importante. Según MO-RENO et al. (1976) la discordancia Sárdica debe ser al menos anterioral Tremadoc Inferior.

Tal como se observa en el apartado de estratigrafía, la serie pa-leozoica existente en esta Hoia, se limita a los escasos afloramientos

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del ordovícico inferior formados por las cuarcitas armoricanas y las pi-zarras con intercalaciones cuarcíticas del Ordovícico medio. Ambasformaciones pertenecen a los relieves paleozoicos que configuran elSinclinal de Cañaveral por lo que hemos creído oportuno, para una me-jor visión regional de la evolución de la cuenca, añadir las caracterís-ticas sedimentarias del conjunto hasta el Silúrico inferior inclusive.

El comienzo de la sedimentación ordovícica se caracteriza por laaparición de depósitos propios de una plataforma marina somera de-trítica, formada por cuarcitas, areniscas y pizarras en donde son abun-dantes los niveles bioturbados y las pistas orgánicas. Le sigue una dis-cordancia intraordovícica, ya mencionada por LOTZE (1969), que sepuede observar en diversos puntos de la Sierra de Cañaveral (Hojasnúms. 10-25, 11-25 y 11-26) (Corla, Torrejoncillo, y Cañaveral, res-pectivamente).

Sobre dichos sedimentos se deposita una serie conglomerática decarácter aluvial que implica una importante regresión, emersión y la-guna que sólo aparece en el Alto de Silleta, Hoja núm. 11-26 Cañave-ral, MARTIN HERRERO, D.; BASCONES ALVIRA, L. y CORRETGECASTAÑON, L. G. (1982) que podrían tener su equivalencia en los ni-veles conglomeráticos rojizos existentes en algunos puntos del flan-co Sur del Sinclinal de la Sierra de S. Pedro, Hoja núm. 10-28, Arroyode la Luz, MARTIN HERRERO, D. BASCONES ALVIRA, L. y CORRET-GE CASTAÑON, L. G. (1980).

La transgresión marina posterior afecta ya a toda el área. El restode los materiales que constituye el conjunto del Ordovícico, formadopor cuarcitas, areniscas y pizarras, se caracteriza por su deposiciónde forma continua en un medio de plataforma marina somera relati-vamente estable. Hacia el Ordovícico superior la plataforma se ines-tabiliza cambiando también el carácter de los depósitos, estando so-metida también a la acción de corrientes constantes y aumentandola pendiente.

La sedimentación del Silúrico se inicia con la aparición de cuarci-tas originadas en una plataforma somera con aportes detríticos gro-seros. A partir de entonces se registra una tranquilidad relativa de lacuenca depositándose fundamentalmente pizarras. Es en esta últimaépoca cuando tiene lugar un volcanismo que interestratifica materia-les tufíticos (Hojas núms. 12-25 y 12-26 Malpartida de Plasencia ySerradilla respectivamente).

Todos estos materiales paleozoicos, y anteordovícicos serán de-

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formados por la Orogenia Hercínica que en sucesivas etapas producemicro y macro estructuras, así como fracturas paralelas y oblicuas aellas. Aparte, y durante la deformación más intensa, se produce unmetamorfismo regional de diversa intensidad.

Antes de los últimos movimientos que van a originar las fracturastransversales a las estructuras mayores, se produce la intrusión demasas, g ran íticas (Hoja núm. 10-24. Cilleros), que origina un metamor-fismo de contacto que afecta a los materiales del C.E.G. en el vérticeNE de la Hoja.

A continuación se producen deformaciones tectánicas que dan lu-gar a diversos sistemas de fracturas tardi y posthercínicas, entre lascuales cabe destacar el sistema de dirección N 15-6@' E al que per-tenecen las fallas de Castelo Branco y Alentejo-Plasencia, las cualespresentan desplazamientos horizontales senestros claramente visi-bles en las hojas por las que discurren.

Es en el terciario cuando tiene lugar la sedimentación de los de-pósitos conglomeráticos existentes en la Hoja, que tienen un marca-do control estructural. Estos sedimentos se sitúan sobre los existen-tes en la cuenca de Moraleja (Hoja núm. 10-24. Cilleros) y deberíansu origen a la erosión de los relieves paleozoicos de la zona con trans-porte de dirección NE.

Las sucesivas etapas erosivas y el posterior encajamiento de lared hidrográfica, van a configurar en el Cuaternario la actual morfolo-gía de la Hoja.

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6. GEOLOGIA ECONOMICA

6.1. MINERIA

En el marco de esta Hoja no existe ningún indicio minero.

6.2. CANTERAS

Sólo aparecen pequeños frente abiertos en niveles más cuarcíti-cos (cuarzograuváquicos) M Complejo Esquisto Grauváquico utiliza-dos como materiales de construcción rústica.

Por otro lado, son materiales de posible explotación los niveles deterrazas de la Ribera de Basadiga, en la zona SE, para la obtención dearenas y gravas.

6.3. HIDROGEOLOGIA

La zona ocupada por esta Hoja, pertenece a la cuenca M río Tajo,siendo la Ribera de Basadiga la principal arteria existente.

En general, los arroyos discurren fuertemente encajados, y si-guiendo líneas estructurales cuando discurren por materiales de¡ Com-plejo Esquisto Grauváquico y, por el contrario, tienden a formar llanu-ras de inundación relativamente amplias, cuando lo hacen sobre se-dimentos terciarios.

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Desde el punto de vista hidrogeológico cabe distinguir una seriede materiales de diferente comportamiento.

a) Sedimentos precámbricos de¡ C.E.G. Tienen permeabilidadmuy baja o nula tanto por porosidad como por fracturación yaque, aunque ésta puede ser importante, las discontinuidadessuelen presentarse selladas.

En consecuencia, aparte de 1*as fuentes existentes siempre de

escaso caudal, no será posible en principio alumbrar aguassubterráneas con caudales significativos por lo que, y debidoa la importante escorrentía superficial, resultado de la baja per-meabilidad de estos materiales, la forma más común de alma-cenamiento de aguas, sobre todo con fines ganaderos, es laconstrucción de pequeñas presas y tierra en zonas de vagua-da o de regatos.

b) Sedimentos paleozoicos. Ofrecen escaso interés debido prin-cipalmente a sus características litológicas que imprimen alconjunto de estos materiales una permeabilidad baja o nula.No obstante debido a la existencia de una serie de fracturas,tanto transversales como longitudinales a la estructura gene-ral, cualquier investigación con el fin de alumbrar aguas sub-terráneas deberá dar preferencia a estas zonas.

c) Sedimentos terciarios. En principio estos materiales debido asu litología son susceptibles de formar buenos acuíferos, noobstante la existencia de niveles endurecidos restan poros¡~dad al conjunto lo que limitará en parte la obtención de cau-dales importantes.

d) Sedimentos cuaternarios. Dentro de este grupo sólo merecenespecial interés todas las terrazas de la Ribera de Basadiga,aunque los caudales serán relativamente bajos debidos prin-cipalmente a la escasa potencia de las mismas.

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