por Ferran Claudin & Kord Ernstson (2012)
Resumen
Un manto tipo cabalgamiento de material Cámbrico sobre el Terciario, el cabalgamiento de Daroca, en el Noreste de España ha intrigado a los geólogos desde hace tiempo. A causa de la ausencia de una de una zona de raíz y de un relieve este cabalgamiento no casa con un modelo geológico razonable. No obstante, en la literatura geológica regional moderna se le adscribe a la tectónica regional Alpina. Una investigación más detallada de las unidades implicadas del Cámbrico y del Terciario, de sus facies y del marco estructural nos lleva a un modelo que relaciona el cabalgamiento de Daroca con la cercana estructura de Azuara de unos 40 Km de diámetro.
El cabalgamiento forma parte del estadio de excavación de la craterización por impacto que afectó tanto a la placa del Cámbrico como al terciario diamíctico bajoyacente. El modelo está fuertemente sustentado por la comparación con la estructura de impacto de Ries en la que ocurren cabalgamientos similares y rasgos relacionados. El cabalgamiento de Daroca es otro ejemplo más que refleja el trabajo de los geólogos regionales los cuales pretenden que el evento gigante de impacto de Azuara, con la formación de la estructura de impacto de Azuara y la cuenca de impacto adyacente elongada de Rubielos de la Cérida de unos 70 Km, nunca haya sucedido. De este modo, todos sus modelos geológicos regionales desarrollados hasta hoy que ignoran completamente el impacto y su influencia radical sobre la geología regional del Terciario carecen de importancia científica.
1. Introducción
Fig. 1. Daroca, provincia de Zaragoza, España
El bonito pueblo de Daroca, situado en la provincia española de Zaragoza (Fig. 1) esconde un escenario geológico peculiar – un enigma para los geólogos desde hace tiempo. Hallándose como en un trono por encima del pueblo la estratigrafía muestra un contacto abrupto y cortante entre una dolomía Cámbrica (la dolomía Ribota) que sobreyace a los sedimentos más jóvenes del Terciario (Fig. 2). Dicha situación de capas más antiguas que sobreyacen a las más jóvenes no es fenómeno extraño en geología, estando a menudo relacionado con procesos de corrimiento y fallas de cabalgamiento.
Fig. 2. El cabalgamiento de Daroca: contacto brusco, como cortado cuchillo, entre el Cámbrico y el Terciario bajoyacente.
Pero Daroca es diferente. La placa de material Cámbrico presenta un tamaño quilométrico y está fragmentada en grandes bloques, de modo que un corrimiento Terciario de 180º puede ser razonablemente excluido. Los primeros geólogos se enfrentaron a la situación desesperante de una placa preexistente del Cámbrico socavada por el Terciario. Hoy en día esta explicación está fuera de lugar, considerándose que el contacto se debe a una falla de cabalgamiento. Pero el caso es de todo menos simple. No hay zona de raíz y no existe un relieve a partir del cual la placa gigante haya podido despegar para cabalgar el Terciario de la zona de Daroca. No obstante, la cinemática de cabalgamiento ha sido propuesta por diversos geólogos (p.e., Capote et al., 2002), y cientos de quilómetros de grandes fallas han sido dibujados dentro de modelos de sedimentación sintectónica (Casas et al., 2000; Fig. 3).
Fig. 3. El cabalgamiento de Daroca como parte integrada dentro de la cinemática de pliegue y cabalgamiento de la Cuenca de Montalbán (según Casas et al., 2000). En amarillo discontínuo: perfil aproximado de la estructura de impacto de Azuara. Mapa modificado a partir del ITGE (1991).
A diferencia de los primeros investigadores sobre la geología de Daroca vamos a inspeccionar con más detalle las facies y el conjunto estructural de las unidades Cámbrica y Terciaria afectadas, y presentaremos un modelo que relaciona la geología de Daroca con la cercana estructura de impacto de Azuara (Ernstson et al. 1985, 1987, 2001, 2002, 2003; Ernstson and Fiebag 1992; Ernstson and Claudin 1990; Claudin and Ernstson 2003; Ernstson 1991, 1994) que es capaz de explicar algunos de los rasgos que no habían sido tomados en consideración por los geólogos.
2. Observaciones
Empezaremos por centrarnos en la pequeña escala de los afloramientos de Daroca antes de considerar el contexto geológico a mayor escala. Simplificando, la zona de Daroca muestra como un bloque de dolomía del Cámbrico ha cabalgado sobre sedimentos más jóvenes del Terciario. Entrando en detalle los rasgos estructurales son, no obstante, más complejos e implican a más unidades estratigráficas que serán tan sólo consideradas brevemente aquí, ya que no contribuyen de un modo significativo al modelo desarrollado.
2.1. El Terciario
En los mapas geológicos oficiales de España (ITGE 1991, Hernández et al. 1983) el Terciario presente en los alrededores de Daroca está citado como “conglomerados” y como “conglomerados, limos rojos y arcillas). Estos términos no son correctos para la unidad estratigráfica que se halla bajo la placa Cámbrica. La facies de la misma corresponde a una mezcla de componentes redondeados y angulosos, poco o nada clasificados, cuyo grano varía entre tamaño arena y grandes bloques. En este caso, y atendiendo a estos parámetros, el término “diamictita” parece ser más apropiado (Figs. 4, 5, 6).
Fig. 4. Aspecto del Terciario sito bajo el cabalgamiento de Daroca. Pueden apreciarse cuerpos lenticulares de segregación.
Fig. 5. Típica textura diamíctica del Terciario ubicado bajo el cabalgamiento de Daroca.
Fig. 6. Típica textura diamíctica del Terciario ubicado bajo el cabalgamiento de Daroca.
Fig. 7. Estratificación del Terciario situado bajo el cabalgamiento de Daroca.
Puede observarse como la estratificación va desde ausente (Fig. 5) a poco desarrollada o incluso bien marcada (Fig. 7). Frecuentemente, las unidades sedimentarias dan lugar a cuerpos lenticulares que parecen fusionarse una en otra (Fig. 4). Un gran número de clastos están intensamente fracturados a la vez que su coherencia está bien preservada (Fig. 8, Fig. 9).
Fig. 8. Clasto fracturado pero coherente inmerso en la diamictita del Terciario. El bloque fracturado de bordes abruptos es una prueba de una fracturación, transporte y deposición bajo condiciones de alta presión de confinamiento.
Fig. 9. Bloque de dolomía fragmentado con estratificación preservada intercalado en la diamictita Terciaria; no se trata, obviamente, de un conglomerado.
Fig. 10. Apilamientos de bloques de dolomías del Cámbrico se hallan intercalados en los sedimentos estratificados del Terciario.
Un proceso complejo de deposición de las unidades del Cámbrico y del Terciario viene indicado por la acumulación de grandes bloques fragmentados de dolomías intercalados en el Terciario estratificado al que confieren el aspecto de una megabrecha (Fig. 10).
2.2. El Cámbrico
Aparte de la dolomía Ribota expuesta en el cabalgamiento situado por encima del pueblo de Daroca (Figs. 2, 10), las rocas del Cámbrico inferior de los alrededores de Daroca comprenden mayoritariamente areniscas cuarcíticas y pizarras arcillosas. Más o menos la mayoría de ellas se hallan intensamente fracturadas, fuertemente deformadas y a menudo interpenetradas (Figs. 11-15). Se pueden observar, también, inyecciones tipo dique e inclusiones en forma de parche. Grandes volúmenes de la placa de dolomía Ribota están convertidos en una brecha monomíctica de movimiento (Reiff, 1978), y la textura de mortero y la brechificación hasta tamaño arena han afectado a la mayoría de capas.
Fig. 11. Unidades del cambrico inferior del cabalgamiento de Daroca fuertemente deformadas e indentadas; al sureste del pueblo.
Fig. 12. Unidades del Cámbrico inferior intensamente deformadas (probablemente materiales de la Fm. Valmiedes y arenisca de Daroca), mezcladas entre sí y que presentan una textura de mortero y una brechificación arenosa.
Fig. 13. Inyección de areniscas cuarcíticas con brechificación de tamaño arena (arenisca de Daroca?) en el interior de pizarras casi pulverizadas (Fm. Valmiedes?). Cabalgamiento Cámbrico de Daroca; al sureste del pueblo.
Fig. 14. Brecha monomíctica de movimiento que exhibe una textura en mortero y una brechificación arenosa. Dolomía Ribota situada en la parte superior del cabalgamiento del pueblo de Daroca. A destacar que no se trata de una simple brecha de falla; la brechificación afecta a grandes volumenes de la dolomía Ribota.
Aunque los daños en las rocas de los alrededores de Daroca son excepcionales, también las unidades rocosas del Cámbrico que se disponen a lo largo del cabalgamiento de Daroca hacia el sur están intensa y abundantemente deformadas. En la fig. 15 puede apreciarse un ejemplo de lo dicho en un afloramiento sito al norte de Burbáguena (unos 12 km al sur de Daroca).
Fig. 15. Cámbrico intensamente deformado del cabalgamiento de Daroca en las cercanías de Burbáguena.
2.3. El contacto
En una visión general el cabalgamiento de Daroca puede ser de modo alternativo considerado como una inconformidad invertida del Terciario sobre el Cámbrico (Fig. 16). Esto, de un modo claro, no es el caso. Además, el movimiento relativo entre la dolomía fuertemente competente y el Terciario fuertemente incompetente debe haber sido muy enérgico y rápido para permitir el desarrollo de un contacto muy brusco y cortante sin la aparición de excavamientos significativos en el blando Terciario.
Fig. 16. “Inconformidad invertida” del Cámbrico y Terciario en el cabalgamiento de Daroca.
Si se mira con detenimiento (Figs.17 y 18), puede observarse que la “inconformidad” no afecta al Cámbrico sobre el Terciario. El brusco contacto separa la inclinada e intensamente brechada dolomía Ribota, con una estratificación preservada, de una amplia zona de dolomía finamente triturada y en parte pulverizada que emerge de modo discontinuo en el interior de la diamictita Terciaria apuntando a un mecanismo de cabalgamiento nada simple.
Fig. 17. Zona de contacto entre la dolomia estratificada Ribota y la dolomía brechificada a tamaño arena.
Fig. 18. La zona de contacto como en la Fig. 17 con la inyección en forma arborescente de diquecillos de arcilla rojiza en el interior de la dolomía situada en la parte superior.
El contacto en la base de la más coherente dolomía Ribota muestra como una cinta de arcilla roja entremezclada con partículas de dolomía (Figs. 17, 18). Los diquecillos de arcilla roja han sido inyectados – de manera obvia – en el interior de la dolomía intensamente fracturada (Figs. 18,19), constituyendo una prueba en contra de un lento cabalgamiento tectónico paso a paso.
Fig. 19. La dolomía brechada de la parte superior en la que pueden observarse diques inyectados de modo irregular de color rojizo.
2.4. Edad del cabalgamiento
Siguiendo los mapas geológicos oficiales de la zona (ITGE 1991, Hernández et al. 1983), el Terciario de los alrededores de Daroca perteneciente a la cuenca de Calatayud (ITGE 1991 Capote et al. 2002) situado por debajo de la placa Cámbrica es de edad Miocena. De este modo, dado que no existe una datación paleontológica y que las facies diamícticas no permiten una correlación lito-estratigráfica, la edad del cabalgamiento permanece completamente abierta pudiendo ser Oligocénica, Eocénica o Paleocénica.
3 El modelo del impacto meteorítico para el cabalgamiento de Daroca
3.1 El marco geológico
Al principio mencionamos el problema del cabalgamiento de Daroca relacionado con la ausencia de una zona de raíz cercana y de un relieve a partir del cual la placa Cámbrica hubiera empezado a cabalgar el Terciario. Ahora dentro del marco de nuestro modelo presentamos una zona de raíz, y la ausencia de un relieve para el cabalgamiento queda reemplazada por una fuerza que actualmente no es muy común en geología. Proponemos que la zona de raíz se halla en la región del borde de la estructura de impacto de Azuara ubicada al este de Daroca, y que la fuerza necesaria para el transporte de la placa de Daroca fue el gigantesco flujo de masa de excavación iniciado por el impacto y propagado por el frente de choque.
La idea básica y la situación geológica se muestra en la Fig. 20. En el mapa geológico de la zona (extraído del mapa a escala 1:200000, ITGE 1991) hemos marcado el centro de la estructura de impacto de aproximadamente 40 Km de diámetro de Azuara (referenciada en la introducción) y las unidades del Cámbrico 5 – 6 que están especialmente involucradas en nuestro modelo de impacto. Para la Fm. Almunia (8), de edad Cámbrica, han sido identificados por separado una serie de cuerpos probablemente dislocados. Una “unidad comprimida” (9) compuesta por las unidades 5, 6 y 8, está también señalada, además de la extensión del eyecta de impacto de la estructura de Azuara formado por la Fm. Pelarda (Ernstson and Claudin 1990, Ernstson et al. 2002).
Fig. 20. Fragmento del mapa geológico (del ITGE 1991) donde se muestra parte de la estructura de impacto de Azuara y las unidades geológicas implicadas en el modelo para el cabalgamiento de Daroca. La unidad 7 está compuesta de las unidades no diferenciadas 5 y 6.
Empezamos con los extensos afloramientos de las unidades Cámbricas 5-6 en la parte superior izquierda de la Fig. 20 y con la observación de la rotura súbita en la dirección NW-SE de la Ibérica. En los aproximadamente siguientes 40 Km a lo largo de este “hueco” únicamente 3 remanentes muy pequeños parecen haberse preservado. Particularmente, más o menos a la altura de la rotura en la rama este de la cadena Ibérica podemos ver un súbito desplazamiento de las unidades 5-6 en la parte oeste de la cadena Ibérica a unos 10 Km al noroeste de Daroca. Estas unidades, interrumpidas por dos bloques de la Fm. Almunia (8), pueden ser trazadas aproximadamente sobre unos 30 Km a lo largo de la parte oeste de la cadena Ibérica, y otra vez una súbita rotura sucede a favor de un desplazamiento de las unidades 5 – 6 al este y al noreste.
El mencionado “hueco” en la parte Este de la cadena Ibérica no está completamente vacío de las unidades 5 y 6. De acuerdo con el mapa geológico (ITGE, 1991) una unidad está pintada y descrita como “unidad formada por la compresión de las unidades 5, 6 y 8” (ver Fig. 20). Sin otra aclaración en las notas explicativas del mapa geológico esta caracterización de la unidad 9 puede ser únicamente interpretada como una drástica sobreimposición estructural compresiva y una mezcla de modo que las unidades individuales ya no pueden ser subdivididas (y reconocidas). Ejemplos típicos de esta zona de compresión están expuestos en los alrededores de Cucalón (Figs. 21-24).
Fig. 21. Foto realizada en la “unidad comprimida (9)” en las cercanías de Cucalón.
Fig. 22. La “unidad comprimida (9)”, haciendo honor a su nombre, en las cercanías de Cucalón.
Fig. 23. Megabloque dislocado y completamente brechificado a tamaño arena en la “unidad comprimida (9)” en las cercanías de Cucalón.
Fig. 24. Detalle de la Fig. 23.
3.2 El bloque Cámbrico de Olalla
Con respecto al mapa de la Fig. 20, el bloque de Olalla (Fig. 25) se halla situado como un bloque aislado entre la parte Oeste y Este de la Cadena Ibérica. Una cartografía extensa y excelente de dicho bloque fue realizada a principios de los años 70 (Monninger, 1973), aunque aquí no la explicaremos en detalle. No obstante, sí que queremos mencionar algunas de las peculiaridades descritas por Monninger (1973).
Señalamos las unidades Mesozoicas del Buntsandstein, Muschlekalk y Keuper en contacto con el Cámbrico. El Buntsandstein esta invertido (Monninger, 1973), y también hallamos que las unidades del Muschelkalk y el Keuper están al menos parcialmente invertidas. [ En el mapa geológico oficial (ITGE, 1991) este hecho ha dado lugar a la designación errónea del Muschelkalk sobre el Keuper como Retiense/Liásico (Fm. Cortes de Tajuña). El error puede explicarse por la confusión de la bien conocida brechificación por colapso de la Fm. Cortes de Tajuña con la intensa megabrechifición sufrida por el Muschelkalk durante el evento de impacto de Azuara. En la zona del borde de la cuenca de impacto de Rubielos de la Cérida grandes extensiones de calizas y dolomías del Muschlekalk intensamente brechificadas han sido erróneamente cartografiadas como Retiense/Liásico dando lugar a una especie de “gran isla” de Buntsandstein en medio del “Retiense/Liásico” entre Corbalán y El Pobo (IGME, 1985).]
Fig. 25. El bloque de Olalla sugerido como dislocado a partir de la zona de borde de la estructura de impacto de Azuara. El Buntsandstein presente en el bloque de Olalla no se halla cartografiado en el mapa geológico pero si en la cartografía realizada por Monninger (1973). En el bloque de Olalla el Muschelkalk ha sido cartografiado erróneamente como Retiense/Liásico en el mapa geológico oficial. La unidad 76, adyacente al bloque de Olalla y que más o menos representa el eyecta de impacto de Azuara (Fm. Pelarda), ha sido erróneamente cartografiada como Cuaternario (ver también Fig. 20). Mapa extraido del ITGE (1991).
Aparte de la inversión del Mesozoico, atrae la atención la falla de cabalgamiento del Cámbrico sobre la unidad del Muschelklk/Keuper en un plano de cabalgamiento pulido e impresionantemente expuesto (Fig. 26). No únicamente aquí sino también en grandes volúmenes del bloque de Olalla tanto en el Muschelkalk (Figs. 27 – 29) como en las Fms. Cámbricas (Figs. 30 – 31), las rocas están drásticamente deformadas y brechificadas. Monninger (1973) habla de milonitización (no cementado) a sábulo y polvo que ha afectado a casi todas las unidades estratigráficas dando lugar (por acción de las aguas de arroyada) a los típicos terrenos de badlands (malas tierras) (Fig. 32).
De forma interesante y anticipatoria Monninger afirmó en su tesis, escrita en épocas en las que la geología de impactos era un tema poco desarrollado aún, que las extraordinarias destrucciones necesitaban estudios en profundidad para la comprensión del marco peculiar que excluye de un modo obvio “una tectónica normal” y que requiere un ir y venir a poca profundidad. En este contexto proponemos a los geólogos regionales que estudien el trabajo de Monninger (1973) al completo cuando desarrollen sus modelos “bien espaciados” de la geología regional del Terciario (ver también debajo).
Fig. 26. Falla inversa del Cámbrico sobre calizas intensamente brechadas del Muschelkalk en el bloque de Olalla. Posiblemente, la totalidad del complejo del Mesozoico (Keuper y Muschelkalk) y el Cámbrico esté invertido.
Fig. 27. Caliza/dolomía del Muschelkalk extensamente megabrechificada sita en el bloque de Olalla.
Fig. 28. Textura en mortero presente en la megabrecha del Muschelkalk de la Fig. 27.
Fig. 29. Brechificación a tamaño arena en la megabrecha del Muschelkalk de la Fig. 27.
Fig. 30. Cantera sita en la arenisca cuarcítica de Daroca del bloque Cámbrico de Olalla (aproximadamente a 3 km del SSE de Laguerruela). La roca está en totalmente brechificada a tamaño arena en tal extensión que puede ser removida de la pared como si tratara de puras ruinas.
Fig. 31. La arenisca cuarcítica de la Fig. 30 pulverizada a una extensa harina de roca.
Fig. 32. Típica morfología de “tierras malas” (badlands) en las rocas brechificadas a grava y arena del bloque de Olalla. Foto realizada por Monninger (1973).
En conjunto, a partir de las observaciones realizadas en el bloque de Olalla, las grandes destrucciones y la estrecha asociación del complejo del Buntsandstein/Muschelkalk/Keuper con el Cámbrico, sugerimos que el bloque aislado no es autóctono sino que fue separado de un entorno estratigráfico similar situado aproximadamente 10 Km al noreste tal y como se indica en la Fig. 25.
3.3 El impacto de Azuara, el cabalgamiento de daroca y la dislocación del bloque de Olalla
De las secciones precedentes parece obvio que el cabalgamiento de Daroca tiene un compañero en la forma del bloque de Olalla lo que está especialmente puesto de manifiesto por el mapa geológico en la Fig. 20 donde fijaremos nuestro modelo. De acuerdo con esto, sugerimos que las unidades 5 y 6 del Cámbrico estaban localizadas en su posición pre-impacto más o menos de manera continua a lo largo de la parte Este de la Cadena Ibérica. Entonces, en el Eoceno o Oligoceno tuvo lugar el evento de impacto gigante de Azuara que dio lugar en su parte norte a la estructura de impacto de Azuara de aproximadamente 40 Km de diámetro y cuyo borde suroeste afectó a la región de la cadena en que estaba expuesto el Cámbrico.
A partir de aquí las unidades del Cámbrico fueron aceleradas en el decurso del estadio de eyección y excavación del impacto hasta ocupar su posición actual en el margen este de la parte oeste de la Cadena Ibérica. El movimiento no tuvo lugar en un solo paso sino que hubo una reacción con los intensos y cambiantes campos de esfuerzos locales y con las condiciones morfológicas y litológicas. Esto fue probablemente la razón para la rotura de la cadena del Cámbrico dislocada en bloques individuales y para que el bloque de Olalla llegara a despegarse de la región del Cámbrico/Mesozoico tal como puede verse en la Fig. 25.
El modelo está fuertemente sustentado por la localización significativa de la “unidad comprimida (9)” en el sector exacto (y únicamente existe aquí) que corresponde con el cabalgamiento de Daroca y con el segmento afectado de la región del borde de la estructura de Azuara (Fig. 20). Debería dejarse para futuras investigaciones ver si esta “unidad comprimida” ha sido también dislocada como eyecta desde la región del borde del cráter o si es autóctona o parautóctona. Esta cuestión será tratada también en el siguiente capítulo.
Con respecto al evento de impacto, más evidencia sobre la especial posición del sector mencionado está dada por los extensos depósitos de brecha suevítica de impacto (Ernstson & Fiebag, 1992; Ernstson et al. 2002) particularmente expuestos en los alrededores de Cucalón (Figs. 25, 33, 34). Más depósitos de suevitas se hallan expuestos en el área del bloque de Olalla donde el impacto está adicionalmente omnipresente en la forma del gran depósito de eyecta de impacto de la Fm. Pelarda (Figs. 20, 25).
Fig. 33. Afloramiento masivo de la brecha basal de impacto suevítica cerca de Cucalón. Obsérvese el diaclasado planar con fuerte inclinación que posiblemente se originó a partir del enfriamiento del cuerpo suevítico.
Fig. 34. Sección cortada de una suevita de Cucalón.
Dentro de las limolitas Cámbricas del bloque de Olalla se han podido muestrear conos astillados débilmente bien desarrollados (Fig. 35). Esta es una evidencia más de que el bloque es alóctono y que ha sido desplazado y dislocado a partir de la zona del borde del impacto. Los conos astillados son raros en la estructura de Azuara dado que requieren presiones para su formación que se dan mejor en la zona central de un cráter de impacto y que quedan más o menos limitadas al área del cráter.
El interior de la estructura de Azuara está rellenado por sedimentos jóvenes post-impacto, y de este modo los conos astillados tan sólo pueden hallarse en la región del borde (Ernstson et al. 2002). Dado que la presión de impacto decrece rápidamente con la distancia, la formación de conos astillados a unos 10 Km de distancia del borde del cráter en un bloque autóctono de Olalla parece más que improbable. No obstante, los conos astillados se desarrollan en rocas en los primeros momentos del proceso de craterización por impacto – en el estadio de contacto y compresión – seguidos después por los movimientos de masa del estadio de eyección y excavación. De este modo, la formación in situ de los conos astillados de Olalla en la zona del borde del cráter y la subsiguiente dislocación del bloque parece una hipótesis más que plausible.
Fig. 35. Conos astillados como indicador de choque presentes en limolitas Cámbricas del bloque de Olalla. La fotografía de la derecha es cortesía de P. Bockstaller.
En el bloque de Olalla también la Fm. Almunia del Cámbrico (unidad 8) ha sido cartografiada (ITGE, 1991), y en la Fig. 25 ha sido tratada de manera similar a las unidades 5 y 6, esto es la unidad 8 también es considerada como alóctona. En el mapa geológico de la Fig. 20 hemos situado a la unidad 8 – por contraste – separadamente. La razón es simple dado que la Fm. Almunia ha sido cartografiada sobre extensas áreas al oeste del rio Jiloca. De este modo, la unidad 8 es sin ninguna duda autóctona en este lugar y con mucha probabilidad no afectada de un modo significativo por el impacto. Los bloques de la Fm. Almunia al este del Jiloca e intercalados en las unidades Cámbricas 5 y 6 propuestas como dislocadas del cabalgamiento de Daroca (Fig. 20) deben ser considerados de un modo diferente. Éstos pueden haber sido también dislocados a partir del Cámbrico presente en la parte Este de la cadena Ibérica, o no serlo y pertenecer a la estratigrafía autóctona. Discutiremos estos puntos en el próximo capítulo.
4 A modo de comparación: La estructura de impacto de Ries
El crater de Ries (Nördlinger Ries) en Alemania (Pohl et al., 1977) es una de las estructuras de impacto mejor investigadas del mundo. Tiene un diámetro de 25 Km y es de edad Miocena. Entre los investigadores de impactos el cráter de Ries es excepcional a causa de sus eyectas excelentemente preservados. Éstos comprenden material fragmentado multicolor, megabloques dislocados que juntamente con el denominado eyecta de la brecha Bunte dan lugar a una megabrecha real (Fig. 36). La bien conocida suevita de Ries (el Ries en Swabia es la localidad tipo para esta roca de impacto también típica para las estructuras de impacto españolas [1]), se presenta como una gran capa dentro del cráter pero existe también como depósitos de eyecta.
Fig. 36. Mapa de bosquejo geológico de la estructura de impacto de Ries.
Para la comprensión de la geología de conjunto en la zona del cabalgamiento de Daroca y el propuesto bloque dislocado de Olalla, una comparación con el cráter de Ries y su manto de eyectas es destacable y básicamente educacional. Hay mucho para observar en el área del cráter de Ries que ha llegado a formar parte del conocimiento de los libros sobre impacto. Aquí queremos prestar atención de un modo especial a los megabloques dislocados y eyectados, sus facies y su situación estructural que tienen mucho en común con la situación en Daroca – Cucalón – región de Olalla.
Los grandes megabloques dislocados en los alrededores del cráter de Ries fueron uno de los grandes enigmas que enfrentaron a los geólogos en los tiempos en que el cráter era considerado generalmente como una estructura de explosión volcánica. ¿Cómo pudo una explosión volcánica expulsar a distancias de más de 10 km bloques coherentes de tamaño quilométrico? La respuesta llegó en los años 60 con la identificación del Ries como una gran estructura de impacto, lo cual implicaba una gigantesca liberación de energía. Respecto a los impactos españoles y el escenario geológico bajo discusión consideraremos dos afloramientos en la zona de megabloques de la estructura de impacto de Ries (Fig. 36). En Oppertshofen, a unos 7 km de distáncia del borde del cráter de Ries, un gran megabloque – de 1km de tamaño – de caliza ha sido cartografiado yaciendo completamente invertido. No necesitamos hacer un rasgo de la relación con el bloque de Olalla y tan solo señalar el hecho de que este coherente megabloque de 1km de Oppertshofen con la totalidad de la estratificación preservada, así como con sus estructuras cársticas han sido movidos e invertidos a una distancia de al menos 7km durante el proceso del evento por impacto.
El segundo ejemplo viene dado por el megabloque de caliza del Malm de Iggenhausen (Figs. 37-39). En este caso, la distancia de dislocación desde el cráter de Ries es de al menos 15 Km, lo cual es del orden de la separación de los bloques dislocados del Cámbrico propuestos en el cabalgamiento de Daroca. Y hay más coincidencia si consideramos la radical y gran destrucción de las rocas a tamaños arena y grava y en parte a harina de roca que puede observarse en las Figs. 11 – 14, 27, 30 – 32 en el caso del cabalgamiento de Daroca y del bloque de Olalla, y en las Figs. 37 – 39 para el megabloque dislocado de Iggenhausen.
Fig. 37. Cráter de Ries, cantera de Iggenhausen en la que puede verse el megabloque de caliza del Malm drásticamente brechificado. El megabloque debe haber sido eyectado sobre una distancia de al menos 15 Km.
Fig. 38. Detalle de la brechificación a tamaño arena de la Fig. 37.
Fig. 39. Detalle de la Fig. 38.
Imaginemos el afloramiento geológico de la Fig. 40 que fuera el área madre de las rocas Cámbrica (p.e., la dolomía Ribota) en la parte Este de la Cadena Ibérica en la época del evento de impacto de Azuara. Las calizas y dolomías en la Fig. 40 que se hallan en la parte externa del borde del cráter de Ries representan las rocas que en facies similares estaban en la región antes de la colisión del gran proyectil cósmico. Imagina esta unidad rocosa masiva, de 1 Km de tamaño, que fue excavada, eyectada, completamente invertida a unos 7Km (como en el caso de Oppertshofen) y depositada totalmente brechada a tamaño arena y grava a unos 15 Km de distancia del cráter (como en el caso de la cantera de Iggenhausen), y ahora imagina que esto es lo mismo que sucedió durante el evento de Azuara con las rocas Cámbricas expuestas en la zona del borde del cráter de Azuara: hemos redescubierto el mismo escenario geológico cartografiando el cabalgamiento de Daroca y el bloque de Olalla.
Fig. 40. Calizas y dolomías como estas en el borde del cráter cerca de Wemding estaban expuestas en el área de Ries antes de experimentar el impacto, la excavación y la eyección.
Es obvio que tal escenario de desastre geológico no puede ser atribuido a una tectónica “normal” de cabalgamiento, y para la intensa destrucción que afecta a grandes volúmenes de rocas la brechificación por la acción de fallas puede ser excluida de un modo total. Esta circunstancia fue enfatizada por Reiff (1978) cuando discutió sobre la frecuente presencia de grandes volumenes de megabrechas y de brechas arenosas en las rocas competentes presentes en las estructuras de impacto. El mismo autor concluyó que tan solo había dos posibilidades para producir tal escenario: un gigantesco deslizamiento o un gran evento de impacto. No existe nada que haga sospechar la presencia de tales gigantescos deslizamientos en la región del Ries o de Daroca.
En el caso del evento de impacto del cráter de Ries, especialmente para los grandes megabloques dislocados, fragmentados y no obstante coherentes, se estableció una controversia concerniente al mecanismo de excavación y eyección por impacto con las ideas opuestas de un modelo balístico y no balístico.
El modelo balístico (Stöffler et al. 1975, Stöffler 1977) asumía que la craterización del Ries podía ser explicada por procesos mecánicos conocidos a partir de impactos experimentales en objetivos arenosos, con excavación y eyección de material en trayectorias puramente balísticas. Por el contrario, Chao (1974, 1976, 1977 a-c) y Chao et al. (1978) decía que el modelo balístico era insatisfactorio para el proceso de craterización del Ries y abogaba por un modelo de excavación predominantemente no balístico al que denominó “de rodamiento y deslizamiento” que explicaba – según él – mejor las observaciones de campo. Brevemente, el modelo de rodamiento y deslizamiento implica que la mayoría del eyecta abandona el cráter creciente como un manto que durante la fase de eyección total nunca es transportado por el aire. Si este fuera el caso, la extrema presión de confinamiento ejercida sobre el manto de eyecta – estimada en algunos kilobars – debería haberse desvanecido, no explicando por ejemplo la coherencia dentro de los megabloques intensamente brechados.
De hecho, el modelo de Chao et al. ha tenido algún mérito que puede ser atribuido al hecho que Chao y colaboradores pertenecían a la “fracción” de geólogos mientras que Stöffler et al. tenían una formación más teórica y mineralógica. En cualquier caso, la razonable “teoría del manto” de Chao et al. para el proceso de craterización de Ries puede fácilmente aplicarse al cabalgamiento de Daroca y al bloque de Olalla.
Chao et al. no excluían completamente un transporte balístico para el eyecta de impacto de Ries. Todos los depósitos de suevita dentro del manto de eyecta, como son parcialmente las rocas cristalinas procedentes de la parte profunda del objetivo y las brechas sedimentarias Bunte subordinadas, se consideran excavados balísticamente. A destacar, que si nuestro modelo es cierto, esta coexistencia de la mayoría de eyecta dislocados no balísticos, incluidos los megabloques, y las suevitas excavadas, pueden ser observadas también en el sector definido por el cabalgamiento de Daroca, el bloque de Olalla, los depósitos de suevita alrededor de Cucalón, y el adyacente depósito de eyecta de la Fm. Pelarda (Figs. 20, 25).
En este contexto parece razonable considerar también la diamictita Terciaria bajoyacente a la placa de dolomía Ribota como eyecta procedente de la zona del borde de Azuara. Esto podría explicar sus inusuales facies, y sugerimos que el Terciario puede incluso haber actuado como un lubricante para el movimiento quilométrico de la rígida placa dolomítica. Cabalgando el Terciario, la dolomía Ribota podría adicionalmente haberse beneficiado de las grandes cantidades de volátiles (vapor de agua, dióxido de carbono) que se escapaban de las rocas chocadas y que estaban apresados en los materiales Terciarios y de la trayectoria de movimiento. Tal proceso podría explicar las peculiaridades arriba mencionadas en la zona de contacto del cabalgamiento, especialmente en relación a la presión y a la velocidad extrema (probablemente del orden de unos 100 m/s).
En el capítulo precedente mencionamos la Fm. Almunia (unidad 8) que por un lado es claramente parte oeste autóctona del rio Jiloca pero por otro lado puede haber sido dislocada durante el evento de impacto de Azuara (p.e. como parte del bloque de Olalla o intercalada en el cabalgamiento de Daroca). Esto no es diferente para el manto de eyecta del cráter de Ries y los megabloques dislocados del Malm. Los bloques excavados de caliza/dolomía podrían haber aterrizado en el área del Malm autóctono no permitiendo siempre realizar una diferenciación estratigráfica. En algunos casos, cuando se cartografía en la zona del manto de eyecta fuera del cráter debe dejarse abierta la posibilidad de que la unidad del Malm sea autóctona, alóctona o – cerca del borde del cráter – parautóctona, como puede ser el caso de la Fm. Almunia.
5 Discusión y conclusiones
Empezamos el capítulo de la discusión con la afirmación de que suministramos aquí un modelo geológico para una zona geológica peculiar. El modelo está basado en un conjunto de observaciones de campo y en comparaciones con escenarios geológicos bien establecidos. Como con los modelos científicos en general destacamos que nuestro modelo que está basado en la investigación generalmente aceptada en impactos esta no obstante abierto a mejoras y en un caso extremo a la falsificación que provea una mejor y más razonable explicación para la situación que aquí se discute.
La situación de partida es un marco geológico que ha sido durante bastante tiempo un enigma para algunos geólogos. Un manto similar a un cabalgamiento se halla expuesto en los alrededores del pueblo de Daroca, pero allí no existe una zona de raíz adyacente ni ningún relieve capaz de facilitar que el manto quilométrico se mueva más o menos horizontalmente sobre los sedimentos jóvenes del Terciario.
El nuevo modelo presentado aquí supera este problema integrando el marco en el conjunto del evento de impacto gigante de Azuara (del Tercario medio) con la craterización de las grandes estructuras de impacto de Azuara y Rubielos de la Cérida que cubren una región no inferior a 120 Km de longitud con un enorme “impacto” sobre la geología regional. A partir de detalladas observaciones de campo la geología de Daroca parece no ser por más tiempo un enigma y señalamos de modo particular las estrechas similitudes de la totalidad de la región afectada (Fig. 20) con los científicamente bien reconocidos rasgos de impacto en la zona de eyecta del Mioceno Terciario de la estructura de impacto de Ries en Alemania.
Esto concierne al manto cabalgante de Daroca y al bloque de Olalla que tienen sus similares en el área del cráter de Ries tanto por lo que se refiere a su tamaño como a la amplitud de la dislocación. También concierne a la drástica y voluminosa brechificación a tamaño arena, grava y polvo de roca que afecta a un gran volumen de unidades rocosas en el cabalgamiento de Daroca y en el bloque de Olalla, y en el manto de eyecta de Ries. En la estructura de Ries el eyecta muestra la coexistencia de megabloques dislocados, una extensa y voluminosa brecha (eyecta de la brecha Bunte) y depósitos de suevitas. Arriba hemos mostrado como la misma asociación tiene lugar en el área de Daroca – Cucalón – Olalla con la coexistencia de los megabloques dislocados propuestos, los depósitos de suevita y los extensos eyecta de la Fm. Pelarda. Para finalizar, al comparar la situación de Daroca con los rasgos de impacto de Ries no podemos olvidar que la estructura de impacto de Azuara es de mayor tamaño que el cráter de Ries, por lo que no debemos sorprendernos si los efectos del impacto de Azuara son incluso más impresionantes que los reportados para el impacto de Ries.
Para los geólogos modernos todo este marco parece no existir y el cabalgamiento de Daroca no es ningún problema. El cabalgamiento de Daroca en este contexto está incorporado en los bien conocidos modelos de las cuencas Calatayud-Teruel, Jiloca y Montalbán, así como el graben de Jiloca o las estructuras de medio graben y sobre la cinemática de su formación (Colomer i Busquets and Santanach i Prat 1988, Casas et al. 2000, Capote et al. 2002, Cortés 1999, Cortés and Casas 2002, Gracia et al. 2008, Gutiérreza et al. 2008, 2011, 2012, Lafuente et al. 2010, 2011, Rubio and Simón 2007, Simón et al. 2010). Pero todos estos modelos carecen del componente esencial que es un cuidadoso trabajo geológico de campo y de detalladas observaciones e interpretaciones. En referencia a este hecho señalamos únicamente un ejemplo como es la diamictita Terciaria que se halla bajo la placa de Daroca, que evidentemente nunca había sido estudiada con anterioridad.
Una segunda ausencia, incluso más esencial, es el hecho que los geólogos regionales (básicamente de la universidad de Zaragoza) sin excepción niegan la existencia del evento de impacto de Azuara (Aurell et al. 1993, Aurell 1994, Cortés and Martínez 1999, Cortés and Casas 2002, Cortés et al. 2002, Diaz Martínez et al. 2002) a pesar de todas las evidencias (tales como el claro y probado metamorfismo de choque, las ubicuas brechas de impacto polimícticas y monomícticas, las rocas de fundido de impacto, los vidrios de impacto, los conos astillados, los megabloques dislocados, las anomalías geofísicas, los extensos depósitos de eyecta, y muchas más, y un conjunto de publicaciones (referenciadas en la introducción) así como extensas presentaciones en internet [2,3] ).
La mitad de las publicaciones escogen la via fácil de no mencionar en absoluto el evento de impacto de Azuara, ni en los textos ni en las referencias (Casas et al. 2000, Capote et al. 2002, Cortés 1999, Cortés and Casas 2002, Gracia et al. 2008, Gutiérrez et al. 2008, 2011, 2012, Lafuente et al. 2010, 2011, Rubio and Simón 2007, Simón et al. 2010) lo cual simplemente puede ser denominado como una mala praxis científica.
La otra mitad de publicaciones citan el evento de impacto pero tan solo para abogar por su no existencia ignorando el conjunto de claras evidencias de impacto ya mencionadas (Aurell et al. 1993, Aurell 1994, Cortés and Martínez 1999, Cortés and Casas 2002, Cortés et al. 2002, Díaz Martínez et al. 2002). Las bases no difieren mucho de la actitud del grupo de geólogos regionales mencionados con anterioridad: ausencia de trabajo de campo en profundidad y ausencia de conocimientos elementales sobre geología de impactos. De este modo, su oposición se basa en modelos teóricos, sobre el conocimiento de libros de texto, sobre simples afirmaciones e incluso en falsedades que ya han sido tratadas en es esta web [4].
Para estos geólogos, las rocas y los vidrios de impacto detalladamente analizados (Hradil et al., 2001) son cenizas volcánicas, las brechas de impacto polimícticas, en parte fuertemente chocadas y los diques de brechas de impacto (Ernstson et al., 2002) son formaciones de suelos y rasgos de karst, los bien establecidos efectos de choque como los rasgos de deformación planar (PDFs) (Therriault 2000, Ernstson et al. 2002) y el cuarzo diapléctico y el vidrio feldespático (Ernstson et al., 2002) son debidos a la tectónica, los imponentes depósitos de eyecta de la Fm. Pelarda y Pto Minguez (Ernstson and Claudin 1990, Claudin et al. 2001, Ernstson et al. 2002) son depósitos de abanicos aluviales del Cuaternario (ver Figs. 20, 25) y los conglomerados Terciarios – el relleno Terciario joven que se halla en medio de la estructura de impacto de Azuara – es atribuido a materiales no perturbados de edad Devónica (J. Smith, comunicación escrita)….y así sucesivamente……
Asumimos que en la geología de impacto los modelos geológicos estandard a menudo no funcionan adecuadamente. Actualmente, grandes pliegues y fallas, espesos depósitos de sedimentos (eyecta) y una erosión profunda (craterización) se producen en un impacto, pero todo ello sucede en un tiempo que va de segundos a minutos acompañado por extremas presiones y en parte por extremas temperaturas. Además, existen procesos significativos bastante diferentes de la geología “normal” y aquí mencionaremos las enormes fuerzas distensivas que actúan sobre el objetivo afectado por el impacto desde la escala microscópica a la megascópica. Estas fuerzas distensivas son el resultado de la reflexión y propagación de los frentes compresivos de choque hasta la superficie libre y los límites de las diferentes unidades rocosas. Todo esto, no obstante, es conocimiento registrado en libros desde hace tiempo.
Los geólogos regionales involucrados aquí podrían haber aprendido mucho sobre geología de impactos si hubieran estudiado los muy impresionantes afloramientos que quedaron expuestos en el transcurso de la construcción de la autovía Mudéjar hace ya unos pocos años (y no muy lejos de la zona Daroca – Cucalón – Olalla) [5]. En la Fig. 41 mostramos ejemplos típicos de diques de brecha intruidos horizontalmente en la región Paleozoica del borde de la estructura de impacto de Azuara que apuntan a estas enormes fuerzas distensivas que dieron lugar a este excepcional entorno. Algunos afloramientos más impresionantes a lo largo de la línea de la autovía Mudéjar en la región del borde del impacto son también mostrados en [5]. Hoy en día estos afloramientos ya no son accesibles dado que la autovía ya está en funcionamiento y al hecho de que se han fijado con tela metálica de modo que ya no son tan visibles. Esto último ha sido necesario ya que durante la construcción un gran número de grandes deslizamientos sucedieron en los terraplenes realizados (Fig. 42, [5]). Los constructores de la carretera no fueron conscientes de que su carretera pasaba a través de la zona de borde de una gran estructura de impacto en la que existían grandes masas de rocas destruidas por el proceso de impacto.
Fig. 41. Diques de impacto expuestos en un terraplén de la autovía Mudéjar en la zona del borde de la estructura de impacto de Azuara. La implantación de los diques requirió grandes fuerzas distensivas.
Fig. 42. Únicamente dos de los diversos deslizamientos acaecidos a lo largo de unos pocos quilómetros después de que los terraplenes para la autovía Mudéjar fueran realizados. Deslizamientos más impresionantes, presentes a lo largo de los terraplenes de la autovía, pueden verse en [5].
Esto demuestra que ignorar la existencia de una estructura de impacto por parte de los geólogos no sólo tiene una relevancia científica negativa sino también consecuencias prácticas. En lo referente a la relevancia científica concluimos que la abundancia de modelos geológicos, tectónicos y geomorfológicos desarrollados para la región comprendida entre Zaragoza y Teruel carecen básicamente de sentido mientras los geólogos regionalistas bloqueen completamente el evento de impacto de Azuara (que dio lugar a la formación de la estructura de Azuara y de la cuenca de impacto elongada de Rubielos de la Cérida).
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