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MÁSTER EN RECURSOS GEOLÓGICOS E INGENIERÍA GEOLÓGICA
UNIVERSIDAD DE OVIEDO
ANÁLISIS ESTRUCTURAL DE LOSMATERIALES JURÁSICOS DE LAPLAYA DE EL RINCONÍN, GIJÓN
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D. Miguel Alonso López, autor del Trabajo Fin de Máster “ANÁLISIS
ESTRUCTURAL DE LOS MATERIALES JURÁSICOS DE LA PLAYA DE EL
RINCONÍN, GIJÓN” certifica que constituye un trabajo original y solicita su
presentación.
En Oviedo a 17 de julio de 2014
Fdo. Miguel Alonso López
D. Josep Poblet Esplugas, Profesor Titular de la Universidad, adscrito al Área de
Conocimiento de Geodinámica Interna del Departamento de Geología de la
Universidad de Oviedo,
CERTIFICA h di i id i d l i tit l d “ANÁLISIS
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ANÁLISIS ESTRUCTURAL DE LOS MATERIALES JURÁSICOS DE LA PLAYA DE EL RINCONÍN, GIJÓN
RESUMEN
El análisis estructural de los afloramientos del Jurásico en los acantilados de la playade El Rinconín (Gijón) ha llevado a la realización de una cartografía geológica
detallada de una porción de la playa. A partir de ésta ha sido posible la construcción
de una serie de cortes con la intención de comprender las particularidades de una
zona sobre la cual actuaron esfuerzos distensivos y compresivos a lo largo del
tiempo. La zona de estudio se encuentra en la Cuenca Asturiana, región que registró
la extensión responsable del Rifting Mesozoico, y cuyas estructuras se reactivarondurante la Compresión Alpina (Cenozoico) causante de la Cordillera de los Pirineos y
su prolongación por el margen norte de la Península Ibérica.
En la zona de estudio se identificaron tres sistemas de fallas normales originales, de
los cuales dos se reactivaron con posterioridad, bien como fallas inversas o bien
como fallas de desgarre. Estas no fueron las únicas evidencias de reactivación en lazona ya que se descubrieron signos de un efecto de contrafuerte, especialmente en
zonas donde fallas normales lístricas de salto significativo habían formado pliegues
de rollover de dimensiones métricas. La etapa compresiva también provocó la
formación de estructuras de nueva creación como pliegues relacionados con
cabalgamientos. El análisis estructural completo de la zona proporcionó una visión
l d l i i d fi ió f did d d fi id l
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(01,2323 435678576(, 94 ,:3 !(5462(,43 ;761328:3 94 ,( 0? @2;A0
ABSTRACT
The structural analysis of the Jurassic outcrops in the cliffs of El Rinconín beach
(Gijón) led to the realization of a detailed geological map of a portion of the beach.
The geological map has been possible to construct a series of cross-sections in order
to understand the particularities of an area where distensive and compressive
tectonic efforts acted in different periods of time. The study area is located in the
Asturian Basin, a region that recorded the extension responsible for a Mesozoic
rifting, and whose structures were reactivated during the Alpine compression
(Cenozoic) which caused Pyrenees Mountain Range and its prolongation along the
northern region of The Iberian Peninsula.
Three sets of normal faults were described, two of which were reactivated
subsequently, as well as reverse faults or strike-slip faults. These were not the only
evidence of reactivation in this area as evidence of a buttressing effect has beenfound, especially in areas where significant listric normal faults had formed large
rollover folds. The compressive stage also caused new generation structures such as
thrust-related folds. The structural analysis of the entire study area provided an
overview of it, recognizing a configuration in depth defined by the presence of a horst
bounded by listric normal faults with opposite dip sense.
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AGRADECIMIENTOS
A Josep y Mayte por su ayuda y por haber logrado que este trabajo fuese un
episodio de continuo y valioso aprendizaje.
A Isabel y Santiago por dedicarme su tiempo.
A Indira por su compañía y por su paciencia, pasada, presente y futura.
A mis compañeros de Máster, en especial a Ana, José e Isa, por haber compartido
conmigo algo más que un curso.
A mis padres y mi hermana por su apoyo y aliento incondicional.
Deseo agradecer el soporte económico prestado por los proyectos de investigaciónCGL2011-23628 (Desarrollo de fracturas y venas asociadas al plegamiento -
FRAVEPLE) y CSD2006-0041 (Geociencias en Iberia: estudios integrados de
topografía y evolución 4D-TOPO-IBERIA) financiados por diversos ministerios.
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ANÁLISIS ESTRUCTURAL DE LOS MATERIALES JURÁSICOS DE LA PLAYA DE EL RINCONÍN, GIJÓN
ÍNDICE
1. INTRODUCCIÓN ................................................................................................... 1
2. CONTEXTO GEOLÓGICO .................................................................................... 2
3. ESTRATIGRAFÍA .................................................................................................. 5
4. CARACTERÍSTICAS ESTRUCTURALES ............................................................14
4.1. FALLAS ........................................................................................................14
4.1.1. Fallas normales ..................................................................................14
4.1.1.1. Fallas E-W ...............................................................................16
4.1.1.2. Fallas NW-SE ..........................................................................16
4.1.1.3. Fallas NE-SW ..........................................................................16
4.1.2. Cabalgamientos (Fallas inversas) ......................................................18
4.1.3. Fallas de desgarre ..............................................................................20
4.2. PLIEGUES ....................................................................................................22
4.2.1. Pliegues asociados a fallas normales ................................................23
4.2.2. Pliegues asociados a fallas inversas ..................................................24
4 2 3 Ot li 28
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ANÁLISIS ESTRUCTURAL DE LOS MATERIALES JURÁSICOS DE LA PLAYA DE EL RINCONÍN, GIJÓN
1. INTRODUCCIÓN
El objeto del presente trabajo es estudiar desde el punto de vista estructural lasparticularidades de una zona en la que han actuado procesos tanto compresivos
como distensivos en distintos periodos de tiempo. Este estudio se ha llevado a cabo
en la playa de El Rinconín (Gijón), la cual no se había estudiado anteriormente con
tal finalidad. Dado que los materiales de la zona estudiada pertenecen en su
totalidad a la Formación Gijón, de edad Jurásico Inferior, y la gran mayoría de los
estudios estructurales llevados a cabo en la región asturiana están centrados enmateriales de edad paleozoica, este trabajo aborda unos materiales que no han sido
estudiados tan intensamente desde tal perspectiva.
Los primeros estudios de la zona se centraron en el punto de vista estratigráfico, con
el fin de caracterizar los materiales jurásicos de la costa asturiana (Ramírez del
Pozo, 1969; Suárez-Vega, 1974; Valenzuela et al.,1985; Valenzuela et al.,1986).Desde la perspectiva de la geología estructural se han abordado zonas de
características similares próximas a la zona de estudio (Uzkeda, 2013; Uzkeda et al.,
2013) o bien zonas que permitieron conocer las particularidades estructurales de la
región en la que se incluye la zona de estudio (Lepvrier & Martínez-García, 1990;
Pulgar et al., 1999).
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siempre abarcar la mayor parte de datos y buscando la mayor representatividad de
los mismos, que fueron unidos en uno solo.
2. CONTEXTO GEOLÓGICO
La zona de trabajo se sitúa en la costa asturiana, al noroeste de la Península Ibérica
(Fig. 2.1.a), en el noreste del Principado de Asturias, y pertenece al concejo de Gijón
(Fig. 2.1.b).
Figura 2.1: Situación geográfica de la zona estudiada tomada de Google Earth. a) Ubicación del
concejo de Gijón en la Península Ibérica. b) Situación de la playa de El Rinconín en la ciudad de
Gijó
a) b)
200 km
N N
3 km
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Figura 2.2: Foto de satélite de la zona de estudio tomada de Google Earth.
Desde el punto de vista geológico la zona estudiada se sitúa en el borde
septentrional de la Cuenca Asturiana (Fig. 2.3) dentro de la unidad denominada
Cuenca Gijón-Villaviciosa
(Ramírez del Pozo, 1969).
N
108 m
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La Cuenca Asturiana es una cuenca sedimentaria de edad post-Hercínica que
constituye una parte emergida del margen continental Nor-Ibérico (Lepvrier &
Martínez-García, 1990). Los materiales que la componen comprenden edades desde
el Permo-Triásico al Terciario y se disponen de manera discordante sobre el
basamento paleozoico que constituye la Zona Cantábrica (Lotze, 1945) deformado
por la orogénesis Varisca. La historia mesozoica de la región está ligada
fundamentalmente a las fracturas extensionales relacionadas con la apertura del
Golfo de Vizcaya (Lepvrier & Martínez-García, 1990). La deformación post-varisca
comienza con un primer estadio extensional, ligado a la apertura del océano Atlántico, en el cual se desarrollaron las cuencas permo-triásicas y culmina con la
formación de cuencas de plataforma jurásicas (Pulgar et al., 1999). Las cuencas
permo-triásicas son cuencas alargadas en dirección NE-SW a E-W, relacionadas
con grabens rellenos de depósitos continentales. Este tipo de cuencas fueron activas
hasta el Triásico (Ziegler, 1982). Durante el Jurásico se formaron estructuras
extensionales asociadas a fallas normales cuya dirección dominante era de WNW-ESE a NW-SE, que pueden relacionarse con el proceso de rifting (Lepvrier &
Martínez-García, 1990). Una segunda etapa extensional, desarrollada entre el
Jurásico y el Cretácico, alcanzó el clímax extensional durante el Cretácico Superior
lo cual se relaciona con la apertura del Golfo de Vizcaya, dando lugar a cuencas
mesozoicas (Pulgar et al., 1999). Las evidencias sedimentológicas de la región
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1 k m
Playa de
El Rinconín
1 km
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Dentro de la serie jurásica se distinguen varias megasecuencias sedimentarias
representando cada una de ellas un modelo de sedimentación diferente. La
Formación Gijón, (junto con la Formación Rodiles), correspondería a la
megasecuencia inferior, de carácter eminentemente carbonatado y margoso, cuyo
depósito tuvo lugar en llanuras micromareales carbonatado-evaporíticas y en
lagoons restringidos y someros que, debido a una posterior etapa transgresiva,
evolucionaron a un ambiente deposicional de plataforma epicontinental parcialmente
restringida y somera (Valenzuela et al., 1986).
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calcáreos laminados (Valenzuela et al., 1985) con intercalaciones brechoides
(Miembro Fabares en la Fig. 3.2 (Barrón et al., 2006)), terminando en un miembro
superior calcáreo (Miembro Gijón en la Fig. 3.2 (Suárez-Vega, 1974)). La ausencia
de restos fósiles es debida a las condiciones desfavorables para la vida marina en
dicho ambiente. Esta Formación comprende depósitos cíclicos que incluyen varias
facies y estructuras sedimentarias tales como calizas micríticas (dolomitizadas en
mayor o menor grado), laminación criptoalgal, tepees, brechas de colapso, slumps,
brechas retrabajadas de tormenta, etc. (Valenzuela et al., 1986). Ciertos ciclos
sedimentarios están afectados por procesos deformativos de carácter sedimentario,como slumpings, que apuntan a un mecanismo generalizado cuyo origen podría
estar relacionado con pequeñas sacudidas sísmicas y/o tempestades (Valenzuela et
al., 1985).
La Formación Gijón se depositó directamente sobre el permo-triásico. Estas facies
se componen de arcillas rojizas y evaporitas (Julivert et al., 1973) comparables a lasfacies germánicas del Keuper, depositadas en ambiente de costero a subaéreo y
facies fluviales distales (Barrón et al., 2006), y también de unas facies comparables
al Bundtsandstein compuestas de conglomerados que pasan a términos arenoso-
arcillosos que los hace difícilmente diferenciables del Keuper (Julivert et al., 1973).
En los metros superiores se presentan unas arcillas marrones y pizarras negras con
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de margas y calizas dispuestas en capas plano-paralelas con alto contenido en
materia orgánica (Fig. 3.1). El ambiente de depósito fue en una plataforma somera
parcialmente restringida (Valenzuela et al., 1986).
En la Fig. 3.3 se muestra la columna estratigráfica de la sucesión tipo reconocida en
la playa. La columna comprende cinco metros de espesor. La unidad superior
(número 7) presenta aproximadamente un metro y medio de espesor, pero en ciertas
zonas de la playa, que se sitúan en el bloque hundido de una falla normal, afloran
los términos superiores de esta unidad llegando a alcanzar más de tres metros deespesor, superando la sucesión completa los siete metros de altura. La litología
dominante en toda la sucesión son las calizas, siendo más abundantes que las
dolomías puras, aunque muchas de las calizas presentan un alto grado de
dolomitización.
Los afloramientos de la zona de estudio se situarían aproximadamente a 90 metrosdel techo de la Formación Rodiles, de acuerdo con el mapa geológico confeccionado
por Julivert et al. (1973) (Fig. 2.4). Teniendo la Formación Gijón entre 100 y 170
metros de espesor (García-Ramos et al., 2000), y asumiendo que en este sector
presente su espesor máximo, la zona estudiada se situaría en la parte inferior del
Miembro medio de la Formación Gijón, el Miembro Barzana de edad Hettangiense
(Barrón et al., 2006) dado que el muro de este miembro se situaría,
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2.5m
3.5m
3m
4.5m
4m
ó n
6
7a
7b
Calizas dolomíticas
Calizas
Brecha
Calcarenita
Calizas bandeadas
- Resistencia a la erosión +
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Se han diferenciado 7 unidades estratigráficas informales por sus características
litológicas.
Unidad 1: se trata de una caliza beige muy dolomitizada (Fig. 3.4) con
estratificación masiva. Presenta una alta densidad de diaclasado y signos de
meteorización, distinguiéndose numerosos parches de alteración superficial
de tonalidad más oscura. Presenta un contacto neto con la unidad
suprayacente. Su espesor mínimo (dado que no aflora su muro) es de unos
15 centímetros.
E W
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Figura 3.5: Aspecto de las calizas lutíticas azuladas que constituyen la unidad 2 en el extremo SW de
la zona de estudio.
Unidad 3: presenta un espesor de entre 35 y 40 centímetros de calizasblancas finamente laminadas con estratificación plano-paralela. Muestra un
contacto neto con la unidad superior (Fig. 3.6).
E W
E W
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Figura 3.7: Aspecto de las calizas bandeadas que constituyen la unidad 4 en el extremo SW de la
zona de estudio.
Unidad 5: se compone de calizas dolomíticas de color beige claro
masivamente estratificadas (Fig. 3.8), de entre 0,9 y 1 metros de espesor. Sepresentan muy fracturadas, con abundante diaclasado. Esta unidad ha sido
clave en la correlación efectuada entre la zona central de la playa y el
acantilado este gracias al contacto erosivo que presenta con la unidad
suprayacente.
E W
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densidad de fracturación, volviéndose hacia techo muy laminadas por acción
microbiana, presentando también frecuentes slumps en esta parte. Su
espesor total es de 1 metro.
Figura 3.9: Aspecto de las calizas grises tableadas que constituyen la unidad 6 en el extremo SW de
la zona de estudio.
Unidad 7: son dolomías de color claro (Fig. 3.10) de más de 1 metro de
espesor mínimo (dado que no aflora su techo). En la base se presentan
N S
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4. CARACTERÍSTICAS ESTRUCTURALES
En la zona estudiada se han reconocido pliegues y fallas como estructurasprincipales. Las fallas identificadas son de tipo tanto normal como inverso, así como
de strike-slip, presentando todas ellas variedad de tamaño y orientación.
4.1. FALLAS
4.1.1. Fallas normales
La zona estudiada presenta numerosas fallas normales que afectan a una o varias
unidades estratigráficas (Fig. 4.1). Estas fallas están presentes en toda la zona de
estudio y pueden reconocerse dos órdenes de magnitud muy diferentes; aquellas de
escala de afloramiento de dimensiones centimétricas a métricas y aquellas de escala
cartográfica de dimensiones decamétricas. Estas últimas se reconocen tanto en
base a planos de falla observados en afloramiento (Fig. 4.2), como a indiciosregistrados en el relieve reconocidos en las fotografías de satélite, tales como
inestabilidades de ladera y/o lineaciones de gran tamaño que se prolongan varios
metros en el interior del mar (Fig. 4.3).
NE SW N Sa) b)
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Figura 4.2: Plano de falla normal de orientación NW-SW con estrías de desgarre sobreimpuestas
afectando a la unidad estratigráfica 7, localizado en el extremo SW de la zona de estudio.
NW SE
N
a)
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Se han diferenciado tres familias de fallas en base a sus orientaciones preferentes:
4.1.1.1. Fallas E-WPresentan generalmente menores dimensiones que las fallas de orientación
NW-SE y afectan a pocas unidades estratigráficas. Sus desplazamientos
suelen ser menores de 1 m; se han medido desplazamientos de entre 0,02 m y
0,35 m (Fig. 4.1.a), abundando más los menores de 0,1 m. Su geometría es
generalmente planar. Poseen rumbos cercanos a 90º y 270º y buzamientos de
entre 30º y 89º generalmente hacia el S (Fig. 4.4). Se presentan con bastantefrecuencia y afectan preferentemente a las unidades estratigráficas superiores
(5, 6 y 7). En corte suelen ser perpendiculares a las capas.
4.1.1.2. Fallas NW-SE
Son fallas de grandes dimensiones (de escala cartográfica) que presentan
saltos elevados. Los desplazamientos de las fallas de escala cartográfica,
medidos en base a los cortes realizados, son de orden métrico y están
comprendidos entre 0,5 y 7,15 m (Fig. 4.5). Suelen presentar geometrías
aproximadamente planares, aunque se han reconocido geometrías albeadas y
con tendencia lístrica que tienden a verticalizarse en superficie. Tienen
asociados grandes pliegues antiformales abiertos. Tienen rumbos próximos a
155º y 300º y su buzamiento está comprendido por lo general entre 55º y 89º
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Figura 4.4: Proyección equiareal en el
hemisferio inferior de todos los polos de
las fallas normales medidas (n = 22).
Representado con Stereonet 8
(Allmendinger et al., 2013).
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ANÁLISIS ESTRUCTURAL DE LOS MATERIALES JURÁSICOS DE LA PLAYA DE EL RINCONÍN, GIJÓN
4.1.2. Cabalgamientos (Fallas inversas)
Aparte de las fallas normales anteriormente descritas, en la zona estudiada sereconocen numerosas fallas inversas (Fig. 4.6). Estas son más abundantes en el
extremo NE de la zona de estudio. La orientación promedio de este tipo de
estructuras es E-W. Algunos rumbos medidos son cercanos a 90º pero la mayoría
presentan un cierto componente bien NW-SE o bien NE-SW de forma que sus
rumbos estarían comprendidos entre 60º y 115º (con un valor promedio de 88º) (Fig.
4.7) También se han medido algunas fallas inversas cuya dirección es NW-SE y quemuestran rumbos de aproximadamente 325º, si bien estas son muy escasas.
Presentan buzamientos bajos, típicos de cabalgamientos, comprendidos entre 13º y
42º, estando más de la mitad de las medidas contenidas entre 20º y 28º (Fig. 4.7).
Se trata de estructuras dirigidas tanto hacia el N como hacia el S, aunque
predominan aquellas dirigidas al S. Los desplazamientos medidos están entre 0,3 y
0,84 m, abundando más los próximos a 0,3 m. Las fallas que se han reconocido deeste tipo presentan geometrías generalmente con trayectoria en escalera de manera
que presentan zonas en situación de rellano y otras en situación de rampa (Fig. 4.6).
Muchas de las estrías medidas en los cabalgamientos de orientación NW-SE y SW-
NE presentan una cierta componente oblicua (Fig. 4.8).
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W E
Figura 4.7: Proyección equiareal en el
hemisferio inferior de todos los polos de
las fallas inversas medidas (n = 11).
Representado con Stereonet 8
(Allmendinger et al., 2013).
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4.1.3. Fallas de desgarre
Parte de las fallas normales se han visto reactivadas posteriormente con unacomponente en dirección, actuando entonces como fallas de desgarre. Estas fallas
abundan más en el sector central de la playa. Se han reconocido estrías de
desgarre, con escalones mineralizados (por carbonato), sobre los planos de grandes
fallas normales (Fig. 4.9). La orientación de las fallas en las que se han reconocido
estas estrías es mayoritariamente NW-SE (rumbos de 115º y 300º), siendo mucho
menos frecuentes los indicios de este proceso en las fallas de orientación E-W. En elcaso de las fallas de rumbo NW-SE las estrías medidas presentan un cabeceo del
orden de 10º al W (Fig. 4.2), lo que indica una reactivación como desgarre puro. En
el caso de las fallas normales de rumbo E-W, en aquellas que se reconocieron, las
estrías presentan una inmersión de 106/15, reactivándose también como desgarre
puro. Parece que esta reactivación como fallas de desgarre se ha producido
únicamente en grandes fallas que presentan buzamientos próximos a 90º. Laactuación de estas fallas de desgarre lleva asociada la brechificación de las rocas
adyacentes (Fig. 4.10) formándose bandas de naturaleza brechoide de entre 5 y 15
m de anchura. Estas bandas se disponen en forma de cuña por lo que su anchura es
variable (Fig. 4.11). El sentido de este movimiento de desgarre se ha identificado
como dextro en todos los casos que se ha podido determinar en base a estrías
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Figura 4.10: Roca brechificada por la acción de una falla reactivada como de desgarre afectando a la
unidad estratigráfica 7 en el extremo NE de la zona de estudio.
N S
N
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4.2. PLIEGUES
Se han reconocido una serie de pliegues tanto antiformes como sinformes. Laorientación promedio de los ejes es de aproximadamente 130º. Se han medido
directamente en el campo 3 ejes, todos ellos de pliegues antiformales relacionados
con fallas inversas, variando las medidas entre 115 y 140º (Fig. 4.12). Aparte se ha
procedido a calcular otro, mediante proyección estereográfica (Fig. 4.13), cuyo
resultado fue de 132º. Los ejes de los pliegues presentan una inclinación baja de
menos de 10º (entre 6º y 8º) salvo uno que presenta 18º hacia el SE. Los plieguesmayores asociados a fallas normales de dirección NW-SE y fallas inversas de
dirección NW-SE presentan esta orientación. Los pliegues asociados a estructuras
con dirección diferente pueden presentar otras orientaciones, si bien estos son muy
poco frecuentes.
Figura 4.12: Proyección equiareal en el
hemisferio inferior de ejes de pliegues
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4.2.1. Pliegues asociados a fallas normales
Se presentan como antiformes en el bloque hundido de las fallas, asimilándose ensu morfología a pliegues de rollover producido por desplazamiento del bloque
superior a lo largo de una falla normal lístrica. Son pliegues laxos cuyos flancos
buzan menos de 20º y presentan ángulos entre flancos elevados, de más de 120º.
Son generalmente asimétricos, de manera que el flanco más próximo a la falla es el
que presenta buzamientos de mayor valor. Su charnela es muy suave y redondeada.
Son de grandes dimensiones, la mayoría de escala métrica. Todos los pliegues seencuentran asociados a las fallas normales de dirección NW-SE salvo uno que está
asociado a una falla E-W (Fig. 4.14). No son muy abundantes, dado que se asocian
a fallas de grandes dimensiones y estas no son muy frecuentes, pero si se
encuentran presentes en toda la zona de estudio.
N
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4.2.2. Pliegues asociados a fallas inversas
Son relativamente escasos y se presentan generalmente como pliegues antiformales(Fig. 4.15.a) ubicados en el bloque superior de los cabalgamientos. Se caracterizan
por ser en su mayoría pliegues apretados que presentar ángulos entre flancos bajos,
menores de 60º, con buzamientos de los mismos de más de 20º. Aunque también se
han reconocido con menor frecuencia pliegues laxos con ángulo ente flancos
elevados (Fig. 4.6). Suelen ser asimétricos y su charnela tiende de redondeada a
levemente angulosa. Suelen ser de pequeñas dimensiones (Figs. 4.16.a) menos deun metro, a excepción del mostrado en la Fig. 4.15.a.
El pliegue de la Fig. 4.15.a podría corresponder a un pliegue de propagación de
falla, resultado del desplazamiento de los bloques a lo largo de un cabalgamiento.
En la Fig. 4.15.b puede observarse una proyección estereográfica conjunta de todos
los datos tomados en el antiforme asociado al cabalgamiento. A partir de las
medidas de estratificación tomadas en ambos flancos ha sido posible el cálculo del
eje del pliegue cuya orientación es 134º y es subhorizontal. El rumbo de la
estratificación de ambos flancos del pliegue es subparalelo al rumbo del plano de
falla y al eje del pliegue. Para comprobar a qué tipo de pliegue puede corresponder,
en la Fig. 4.15.c se muestra un diagrama distancia-desplazamiento con los datos
tomados en el campo. A la vista del resultado obtenido parece que podría tratarse de
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E Wa)
b)
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Distancia (cm) Desplazamiento (cm)
a 19 25
b 44 95
c 139 96
d 235 83
a
bc
d
0
50
100
150
200
250
0 50 100 150 200 250
D e s p l a z a m i e n t o ( c m )
Distancia (cm)
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b)
a)
NE SW
E W
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4.2.3. Otros pliegues
Se ha reconocido un tercer tipo de pliegues no relacionados directamente con fallas(Fig. 4.16.b). Son similares a los pliegues relacionados con cabalgamientos. Se
presentan como antiformes apretados de eje subhorizontal y charnela de
redondeada a subangulosa. En general tienden a ser más simétricos que los
anteriores y a presentar pequeñas dimensiones, salvo uno de dimensiones métricas
reconocido en el extremo NE de la zona de estudio (Fig. 4.17). Son relativamente
frecuentes y se concentran en zonas de pequeña extensión en las proximidades defallas normales de cierta importancia.
N
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4.3. ESTRUCTURA GENERAL
A fin de comprender la estructura general de la zona estudiada se construyeron trescortes geológicos a partir de la cartografía. Se trazaron en dirección NE-SW (N40E)
de manera que fuesen perpendiculares al eje de los pliegues mayores (Fig. 4.18).
B’
C’
C
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En toda la zona de estudio aflora la misma porción de serie estratigráfica, la
secuencia tipo (Fig. 3.10), variando únicamente la potencia de la unidad 7 cuando
aflora la parte superior de ésta. Las capas tienden a ser subhorizontales,presentando buzamientos bajos, comprendidos entre 0º y 32º y un promedio de 15º
y una moda de 19º (Fig. 4.19).
En el extremo SW de la zona de estudio las capas que no están afectadas por
ninguna estructura se inclinan hacia el SE y hacia el S (azimut de las líneas de
Figura 4.19: Proyección equiareal en el
hemisferio inferior de la estratificación de
las capas en la zona estudiada (n = 79).
Se representan los polos de las capas y
un diagrama de contornos de 1% de área
(% de puntos / 1% área). Representado
con Stereonet 8 (Allmendinger et al.,
2013).
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Figura 4.20: Cartografía del extremo SW de la zona de estudio. En línea discontinua se muestra la
traza de un posible antiforme que afecta al SW de la zona de estudio.
Hacia el sector central de la zona estudiada aumenta la presencia de las fallas
normales y los cabalgamientos se vuelven todavía más escasos que en la parte SW
25 m
N
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d e c o r t e p u e d e v e r s e e n l a F i g . 4 . 1 8 . L a s u n i d
a d e s e s t r a t i g r á f i c a s 2 y
3 s e
s t r a d o s e n l a l e y e n d a c o
r r e s p o n d e n a l a s u n i d a d e s d e s c r i t a s e n e l c a p í t u l o 3 .
a d a c o m o d e d e s g a r r e e n s e n t i d o d e x t r o . L a f l e
c h a d e c o l o r a z u l s e ñ a l a u n a
a m u e s t r a u n p l i e g u e d e
r o l l o v e r d e g r a n d e s d i m
e n s i o n e s . L a f l e c h a d e
c o l o r
a b a l g a m i e n t o d e g r a n d e s d i m e n s i o n e s .
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Figura 4.22: Cartografía del sector central de la zona de estudio donde se muestra la falla normal de
dirección NW-SE que separa los dos extremos de la playa.
25 m
N
SE NW
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asociada una zona brechificación. Una de las fallas de rumbo NW-SE es la que
mayor salto presenta de toda la zona de estudio (7,5 m) (flecha de color azul en la
Fig. 4.24).
Figura 4.24: Corte geológico de la parte S del extremo NE de la zona estudiada. La línea de corte
puede verse en la Fig. 4.18. Las unidades estratigráficas 2 y 3 se representan de manera
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concentran multitud de estructuras compresivas tal y como se describió en la zona
central (flechas de color naranja y azul en la Fig. 4.21).
Figura 4.25: Corte geológico de la parte N del extremo NE de la zona estudiada. La línea de corte
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cambian de inclinarse en dirección a la superficie de falla a disponerse
subhorizontales en superficie, la falla en profundidad se horizontaliza uniéndose al
nivel de despegue. Para esta aproximación se ha considerado la actuación de unmecanismo de cizalla vertical de manera que el paso de capas subhorizontales a
capas inclinadas hacia la falla se traduce en la vertical en el paso del despegue a la
falla en situación de rampa de bloque inferior. Las fallas lístricas se han
representado como estructuras con un cambio de inclinación suave, ya que el
rollover que se muestra en superficie es suave y redondeado y no anguloso y
abrupto. Dadas estas asunciones el nivel de despegue se ha situado aaproximadamente 20 m de profundidad, encontrándose posiblemente en los
términos evaporíticos del Miembro Barzana (Barrón, 2006).
4.4. CRONOLOGÍA DE LA DEFORMACIÓN
A raíz de las observaciones realizadas se propone que en esta región actuaron en
primer lugar esfuerzos extensionales que dieron lugar a fallas normales en toda la
zona según los tres sistemas descritos (NW-SE, E-W y NE-SW). Estas fallas se
desarrollaron una vez se depositaron todos los materiales ya que afectaron a todos
ellos, salvo las NE-SW que afectaron a la unidad 6 casi exclusivamente. Esto es
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atribuye a la reactivación posterior que ha sufrido la falla, lo que ha provocado que
se recupere gran parte del desplazamiento extensional producido a lo largo de la
falla, sin llegar a deshacer todo el salto.
Este fenómeno de reactivación también ha provocado la generación del tercer tipo
de fallas reconocidas, las fallas de desgarre. Algunas fallas normales previas, de
dirección NW-SE y E-W, se movieron posteriormente con una componente de
desgarre (Figs. 4.21 y 4.24). En todas las fallas de este tipo donde ha podido
determinarse esta reactivación el sentido del desgarre se identificó como dextro(salvo una de pequeña escala en la que se determinó un movimiento senestro).
Además, posiblemente de forma contemporánea a este movimiento, se produjo la
brechificación de las rocas adyacentes a las fallas reactivadas como de desgarre.
Todas las fallas en las que se ha reconocido un fenómeno de reactivación, ya sea
como fallas inversas o como fallas de desgarre, presentan buzamientos próximos a
90º. Así pues, este fenómeno de reactivación se ha dado en fallas que presentan unfuerte buzamiento.
En la Fig. 4.25 se muestran dos fallas normales de dirección NW-SE subverticales,
con buzamientos próximos a 90º (entre 86º y 89º). Una de ellas, una falla normal
lístrica subvertical situada al SW (señalada con una flecha de color naranja en la Fig.
4.25 y con una flecha de color azul en la Fig. 4.24) presenta un pliegue de rollover
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pliegues asociados, concentrados en sectores de poca extensión, próximas a fallas
normales de una cierta entidad (pliegues descritos en el apartado 4.2.3).
No se han identificado relaciones geométricas entre estructuras que permitan
establecer una relación temporal entre la reactivación de las fallas normales como
inversas, la actuación de las fallas de desgarre y el efecto de contrafuerte.
A partir de un sencillo esquema estructural sintético de las principales estructuras
formadas durante la etapa de distensión (Fig. 4.26), en el que se muestran las fallas
normales de dirección NW-SE y E-W de mayor escala, puede deducirse de forma
aproximada cómo se orientaron los esfuerzos distensivos. En este caso la dirección
del eje principal de esfuerzo σ3 podría haber sido aproximadamente NNE-SSW, lo
que de acuerdo con las deducciones de otros autores para este sector hace posible
relacionar este evento extensional con el rifting que tuvo lugar durante el Mesozoico
(Lepvrier & Martínez-García, 1990; Uzkeda, 2013).
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5. CONCLUSIONES
El levantamiento de una columna estratigráfica tipo de la serie reconocida en la zonade estudio ha permitido la definición de siete unidades estratigráficas informales,
todas ellas de naturaleza calcárea (compuestas de calizas y dolomías). Se ha
estimado que estos materiales pertenecen al Miembro Medio de la Formación Gijón
(Miembro Barzana) de edad Jurásico Inferior (Hettangiense).
El estudio de las estructuras reconocidas en la zona ha permitido la identificación de
tres sistemas de fallas normales de rumbos NW-SE, E-W y NE-SW, uno de fallas
inversas de rumbo E-W y dos de fallas de desgarre de rumbos NW-SE y E-W
relacionadas con dos de los sistemas de fallas normales. También se han
reconocido tres tipos de pliegues: aquellos relacionados con las fallas normales que
se muestran como antiformes muy laxos (pliegues de rollover ), los relacionados con
las fallas inversas que se presentan como antiformes por lo general más apretados y
un último tipo que no están relacionados directamente con la formación de las fallas,
pero que se generan por la acción de un efecto de contrafuerte, siendo estos
generalmente antiformes de pequeñas dimensiones.
Se han reconocido evidencias de reactivación de fallas normales en los sistemas
NW-SE y E-W, como fallas de desgarre o como fallas inversas, así como un efecto
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NNE-SSW, coincidente con la determinada por varios estudios previos para este
evento en esta zona.
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Uzkeda, H., Bulnes, M., Poblet, J., García-Ramos, J. & Piñuela, L. (2013).
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ANEXOS
ANEXO 1Ubicación de las fotografías mostradas en el trabajo.
4.2
4.8
N
4.1.a
4.9
4.10
3.8 – 3.10
4.6
4.23
4.16.b
4.16.a
4.3.b
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N
B’
C’
C
2 4 5
31
7
7
29
0
2 1 24
20
0
2
11
3 0
1847
2 5
2 6
19
14
13
19
7
1 9
1 0
1
1 7
9
1 1
1 7
3 0
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ANEXO 2
Cartografía geológica de la zona de estudio.
Á Á Í Ó
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ANEXO 3
Corte geológico de la zona de estudio.
0
NE NE
1
7b
7a
6
5
2+3
4
SW
0 10 m
SW
0 10 m
?
?
?
?
?
? ?
?? ?