MAGNA 3.0-E. 1:50.000. GRADO (028)

67 forma parte del cinturón orogénico desarrollado por la colisión de Gondwana y Laurusia, y otras masas continentales menores adyacentes. Dicha colisión comenzó en el tránsito del Devónico Medio al Superior (hace 380-375 Ma), una vez que la parte más distal del margen continental de Gondwana inició su subducción por debajo de Laurusia (Martínez-Catalán et al ., 1999, 2009). Como consecuencia de la colisión, parte de la litosfera de Gondwana (Domi- nio Esquistoso de Galicia-Trás-os-Montes, Zona Centro-Ibérica, Zona Asturoccidental-leonesa y Zona Cantábrica) fue progresivamente incorporada a la cuña orogénica a medida que la deformación progresó hacia el antepaís (Pérez Estaún et al ., 1991; Martínez-Catalán et al ., 1996, 1999, 2009; Dallmeyer et al ., 1997; Fig. 25). La Zona Cantábrica constituye la zona más externa del cinturón orogénico varisco del NO del Macizo Ibérico, y en ella la deformación se produjo en condiciones corticales superficiales, con escasa deformación interna y desarrollo de cabalgamientos y pliegues asociados; sólo localmente se originaron clivajes y metamor- fismo (Aller et al ., 2004). Por el contrario, la Zona Asturoccidental-leonesa corresponde a las zonas internas del orógeno, y los rasgos de la deformación y las estructuras tectónicas desa- rrolladas en ella son marcadamente diferentes. Por este motivo, ambas zonas serán descritas separadamente. 3.2.1. Zona Asturoccidental-leonesa La práctica totalidad de los rasgos tectónicos que caracterizan la Zona Asturoccidental-leonesa son consecuencia de la Orogenia Varisca. Las principales estructuras tectónicas presentes en ella son pliegues (entre los que se incluyen grandes pliegues acostados), cabalgamientos y fallas (Fig. 26). Estas grandes estructuras se formaron en unas condiciones de metamorfismo epizonal cuyo grado aumenta de este a oeste, y llevan asociadas una considerable deformación interna de las rocas que da lugar a varias foliaciones tectónicas (Marcos et al ., 2004). En el Dominio del Navia y Alto Sil los pliegues son en general pliegues cerrados o isoclinales, con superficies axiales inclinadas fuertemente hacia el oeste y vergentes hacia la zona externa del orógeno, situada al este. Estos pliegues presentan una foliación tectónica de plano axial (S 1 ), y definen la primera fase de deformación varisca (D 1 ) (Marcos, 1973; Bastida, 1980). En el flanco occidental del Antiforme del Narcea esta foliación ha sido datada en torno a los 337 Ma (Viseense medio, Dallmeyer et al ., 1997). En los flancos inversos de estos pliegues se forman posteriormente cabalgamientos con la misma vergencia, cuyo desarrollo caracteriza la segunda fase de deformación (D 2 ). En rela- ción con estos cabalgamientos existen zonas de deformación dúctil que producen decenas de kilómetros de desplazamiento. Ejemplos de estos cabalgamientos en la zona oriental del Domino del Navia y Alto Sil son los cabalgamientos de La Espina y de Trones (Gu- tiérrez-Alonso, 1992, 2004). En las zonas de cizalla dúctil asociadas a ellos es común el desarrollo de fábricas miloníticas y filoníticas junto con clivajes de crenulación (S 2 ), que evi- dencian una importante deformación interna, y, localmente, pliegues menores que doblan a la S 1 . Dallmeyer et al . (1997) obtienen edades para esta segunda foliación en torno a los 321 Ma (Serpukhoviense superior, Namuriense A-Amsbergiense superior). El Cabalgamien- to de La Espina es el accidente principal que separa la Zona Asturoccidental-leonesa de la Zona Cantábrica.