UNIVERSIDAD COMPLUTENSE DE MADRID FACULTAD DE CIENCIAS GEOLÓGICAS TESIS DOCTORAL MEMORIA PARA OPTAR AL GRADO DE DOCTOR PRESENTADA POR Carlos Villaseca González DIRECTOR: José María Fúster Casas Madrid, 2015 © Carlos Villaseca González, 1983 Evolución metamórfica del sector centro-septentrional de la Sierra de Guadarrama Carlos Villaseca Gonzalez 19 , j q m 2JÉ > llllllllllll5 3 0 9 8 6 7 4 2 8 * UNIVERSIDAD COMPLUTENSE EVOLUCION METAMORFICA DE! SECTOR CENTRO-SEPTENTRIONAC DE LA SIERRA DE GUADARRAMA DeparLanienLo de Petrologia Facult.ad de Cienclas Geologlcas llniversldad CompluLense de Madrid 1984 D IB L IO T E C A Colecciôn Tesis Doctorales. 216/84 © Carlos Villaseca Gonzalez Edita e imprime la Editorial de la Universidad Complutense de Madrid. Servicio de Reprografia Noviciado, 3 Madrid-8 Madrid, 1984 Xerox 9200 XB 480 Depôsito Legal: M-42391-1984 DEPARTAMENTO DE PETROLOGIA FACULTAD DE CIENCIAS GEOLOGICAS UNIVERSIDAD COMPLUTENSE DE MADRID I EVOLUCION METAMORFICA DEL SECTOR CENTRO- I SEPTENTRIONAL DE LA SIERRA DE GUADARRAMA CARLOS VILLASECA GONZALEZ DIRECTOR: JOSE MARIA FUSTER CASAS Madrid, Mayo de 1983 AGRADECIMIENTOS Expreso mi agradecimiento a mi director de Tesis, el Profe- sor D. José Marla Fûster Casas, per haber puesto a mi disposiciôn sus dates e informaciôn sobre la zona de estudio, asî como por el asesoramiento continuo durante la elaboraciôn de este trabajo y la revisiôn crîtica del manuscrite final. Agradezco tambiën la colaboraciën desinteresada de numerosos miembros del Departamento y de la Facultad, que han side compane- ros y gulas en les innumerables probleraas que surgîan a le largo del temario de trabajo, en especial,R. Arenas, C. Casquet y M. Na vidad, por sus ayudas en la obtenciôn de dates analîticos, asî co mo a M. Peinado por sus indicaciones sobre problemas petrolôgicos generates de la Sierra. Tambiën quiero destacar en este preëmbulo a J. de la Nuez Pestana por la constante ayuda que me ha prestado durante el cur­ se de este trabajo. La labor adicional de confecciôn de esta tesis ha side reali- zada por J.M. Angulo, en la tarea de delineaciôn, E. Alegre por el trabajo fotogfafico y confecciôn de cuadros analîticos, y G. Segovia por la mecanografîa del texto. II INDICE I.- INTRODUCCION ........................................... 1 1.1.- Introducciôn y objetivos générales del trabajo . 2 1.2.- Metodologîa ................... 7 II-- SERIE FEMICA HETEROGENEA .............................. 10 II. 1,- Rocas metapelîticas ...... 14 1.1.- Esquistos nodulosos o moteados ......... 14 1.2.- Esquistos metapellticos .......... ...... 19 1.3.- Caractères geoquîmicos ............. 25 11.2.- Rocas calcomagnêsicas ...... 29 2.1,- Niveles marmôreos ................... 32 2.2.- Niveles calcosilicatados ............... 39 11.3.- Metabasitas y rocas afines .................... 43 3.1.- Metabasitas anfibôlicas (ortoanfibolitas) 44 3.1.a.- Descripciôn petrogrSfica ....... 46 3.1-b.- Carâcter geoquîmico y petrogê- nesis ........................... 56 3.2.- Metabasitas coroniticas ......... 60 3.2.a.- Descripciôn petrogrâfica ....... 60 3.2.b.- Aspectos petrogenêticos de las rocas coroniticas ...... 66 III.- ORTOGNEISES CUARZOFELDESPATICOS ....................... 68 111.1.- Introducciôn y problemStica de estas forma- ciones .......................................... 69 111.2.- Ortogneises glandulares ....................... 74 2.1.- Introducciôn a la clasificaciôn de fa­ ciès glandulares ........... 74 2.2.- Ortogneises glandulares monzonîticos y subplagioclâsicos ................. 77 Ill 2.3.- Ortogneises glandulares con fenocris- tales de cuarzo ..................... 89 2.4.- Elementos textoestructurales de las fa­ cies glandulares ........................ 94 2.4.a.- Enclaves ................. 94 2.4.b.- Agregados y nidos minérales .... 104 2.4.C.- Fenômenos de segregaciôn meta- môrfica .................... 106 2.4.d.- Tipos metafilonianos ........... 106 111.3.- Leucogneises ....... 113 3.1.- Descripciôn petrogrâfica ........... 115 3.2.- Caractères petrogrSficos de los agrega­ dos lenticulares de los leucogneises .... 121 111.4.- Caractères geoquîmicos de los ortogneises cuar zofeldespâticos ................................ 127 IV.- PROCESOS PETROGENETICOS EN LAS BANDAS DE CIZALLA .... 141 IV.1.- Rasgos tectônicos de las bandas de cizalla .... 142 IV. 2.— Bandas milonîticas ..................... 150 2.1.- Petrografîa de los procesos de miloniti- zaciôn .................... 152 2.1.a.- Ortogneises milonitizados ..... 152 2.1.b.- Tipos paraderivados milonitizados 171 2.2.- Problemâtica de los fenômenos de miloni- tizaciôn .............. 174 2.3.- Fenômenos asociados a las bandas milonî­ ticas; procesos de skarnificaciôn ..... 179 2.3.a.- Skarns magnésicos estériles .... 179 2.3-b.- Skarns câlcicos mineralizados ... 186 2.3.C.- Aspectos petrogenêticos de los skarns câlcicos ......... 191 2.3.d.- Skarnoides y niveles calcosili­ catados de las bandas de cizalla 198 IV 2.4.- Fenômenos asociados a las bandas milonî­ ticas: procesos intrusivps ............... 201 2.4.a.- Rocas microdiorîticas ........ 201 2.4-b.- Rocas pegmaplîticas ............ 211 IV. 3.- Bandas filonîticas ................. 213 3.1.- Petrografîa de los tipos litolôgicos asociados ....................... 214 3.2.- Procesos ligados a las bandas filonîticas 217 3.2.a.- Rocas silîceas y aplopegmatîticas intrusivas ................... 217 3.2.b.- Filones y venas mineralizadas ... 218 3.2.C.- Skarns câlcicos infiItracionales y estériles ......... 219 V.- METAMORFISMO HERCINICO Y EVOLUCION DE GRADIENT#S GEO- TERMICOS .................................................. 222 V.I.- Metamorfismo inicial de bajo gradients geotér- mico (Ml) .......................... 226 1.1.- Carâcter eclogîtico de algunos tipos me- tabasîticos ......... 228 1.2.- Bandas de distena en corredores milonî- ticos ..................... 232 V.2.- Metamorfismo paroxismal de alto gradients geo- tërmico (M^) 235 2.1.- Estudio topolôgico de curvas expérimenta­ les en materiales cuarzofeldespâticos ... 236 2.2.- Metamorfismo de rocas carbonatadas ...... 239 2.3.- Condiciones termodinâmicas y ambientales: P-T-XCUgO) ................... -............ 242 2.4.- Restricciones composicionales en las para- génesis metamôrficas ............. 253 V.3.- Metamorfismo retrôgrado final y metasomatismo hidrogénico asociado (M3) 256 V.4.- Hipôtesis de evoluciôn del metamorfismo durante la orogenia Hercînica en este sector axial de la Cadena ......... 261 VI.- MAGMATISMO SUBAUTOCTONO FINIMETAMORFICO ............ 266 VI. 1.- Tipos migmatiticos ...... 269 VI.2.- Rocas estictoliticas ........................ 273 2.1.- Descripciôn petrogrâfica ............ 278 2.2.- Caractères geoquîmicos y petrogénesis .. 282 VI.3.- Leucogranitos inhomogëneos .................. 288 3.1.- Descripciôn petrogrâfica .... 290 3.2.- Caractères geoquîmicos ......... 294 VI.4.- Leucogranitos aplîticos ..................... 296 VI.5.- Consideraciones petrogenéticas del magmatismo finimetamôrfico .............................. 300 VII.- CONCLUSlONES ......................................... 304 VIII.- BIBLIOGRAFIA ......................................... 308 I.- INTRODUCCION I.I.- Introducciôn y objetivos générales del trabajo. Desde los estudios geolôgicos realizados en el ûltimo ter- cio del siglo pasado hasta los trabajos inâs recientes sobre la problemâtica tnetamôrfica y maginâtica del sector oriental del Sis- tetna Central, mucho han varlado los conceptos e interpretaciones genêticas sobre los distintos materiales que en ella aparecen; y no sôlo por la evoluciôn actual de las nociones sobre petrologla Ignea o metaniôrfica, sino tambiën por el conocimiento detallado y progresivo de âreas mayores de la Sierra de Guadarrama. Asî nuestro trabajo se inserta en uno de los sectores menos conocido geolôgicamente de la Sierra, situado en la zona axial de la Cadena Hercînica (zona galaicocastellana de LOTZE, 1945, o zo­ na centroibêrica de JULIVERT, et al. 1974, Fig. 1 mapa adjunto), en lo que se conoce como Dominio Central del sector oriental del Sistema Central Espanol (BELLIDO et al. 1982). Este sector se ca- racteriza por el afloramiento exclusive de series preordovîcicas afectadas por procesos metamôrficos de grado medio-alto, asî como por la presencia de cuerpos menores de carâcter anatêctico, extra vasados en mementos finimetamôrficos. Geolôgicamente estâ bien li mitada por materiales granitoideos tardihercînicos o por materia­ les sedlmentarios postpaleozoicos, en los bordes septentrionales, El limite oriental de nuestra zona de estudio lo hemos fijado en un elemento tectônico de primera magnitud; la falla de Pedraza- La Granja, que sin embargo no la separan de sectores metamôrficos esencialmente distintos al nuestro (Fig. 1 mapa adjunto). Los trabajos especîficos existentes sobre esta zona son muy pocos numerosos, limitândose a estudios parciales de âreas muy con cretas de la misma, caso del macizo metamôrfico de El Caloco (HER­ MAN, 1970, y NAVIDAD Y PEINADO, 1977), o a estudios sintêticos que no detallan la geologîa local (sîntesis sobre series glandulares, que incluyen datos de las âreas de El Caloco, Segovia y Cercedilla de nuestra zona de trabajo, por NAVIDAD, 1979). Nuestros propios trabajos, comenzados con la tesina de Licenciatura (VILLASECA, . 3 1978}, y los sucesivos datos que hemos ido publicando (FUSTER y VILLASECA, 1979; RUBIO y VILLASECA, 1981; FUSTER et al. 1982, a y b; ALVARO et al. 1982), forraan parte del conjunto de conocimien- tosgeolôgicos adquiridos de la zona de estudio. Asimismo, los tra bajoc pormenorizados de la geologîa regional de otros sectores del Dominio Central (GAMONAL, 1966; PEINADO, 1973; FERNANDEZ CASALS, 1974; NAVIDAD, 1978; LOPEZ RAMOS, 1980; y TORNOS, 1981), aportan criterios y posibilidades de correlaciôn con otras âreas équiva­ lentes. Indudablemente los trabajos mâs generates sobre aspectos me tamôrficos y magmâticos (o incluso los iniciales estudios geogrâ- ficos, mâs que geolôgicos), que se han venido sucediendo durante mâs de un siglo sobre estos sectores orientales del Sistema Cen­ tral, forman con los antecedentes bibliogrâficos ya citados, la base cientîfica, en algunos aspectos "de partida", de nuestro tra bajo, y estân resumidos en las sîntesis de los aspectos metamôrfi C O S (LOPEZ RUIZ et al. 1975), plutônicos (APARICIO et al. 1975), o la mâs reciente sobre los aspectos generates del Cinturôn Hercî nico en este sector oriental, realizada por BELLIDO et al. (1982). Los objetivos lundamentales propuestos en este trabajo, se centran en los aspectos de interpretaciôn de la naturaleza origi­ nal de los distintos materiales o grupos litolôgicos présentes en la regiôn de estudio, y su posterior evoluciôn y transformaciôn por los sucesivos eventos metamôrficos, en principio, fundamental- mente ligados a la orogenia Hercînica. Eh este sector apareicen a grandes rasgos, dos grupos de ma- triales preordovîcicos de fcomposiciôn, y probablemente petrogêne- sis, contrastada; rocas de las bandas fêmicas, en su mayor parte paraderivadas, y rocas cuarzofeldespâticas, de carâcter ortoderi- vado. En las regiones catazonales de la Sierra de Guadarrama se menciona,desde hace tiempo, la existencia de una formaciôn metase- dimentaria discontinua entre las masas de gneises glandulares, corn puesta fundamentalmente por niveles esquistosos y rocas carbonata- das. Sôlo estudiada en detalle por PEINADO (1973),en el macizo de El Escorial, y parcialmente por HERMAN (1970) y NAVIDAD Y PEINADO (1977) en El Caloco, VILLASECA (1978) en Turégano, y TORNOS (1981) en las âreas de Penalara, es posteriormente englobada en la Serie Fémica Heterogênea (BELLIDO et al. 1982), con un conjunto de mate­ riales diferentes, en muchos casos petrogenêticamente desligados entre si. Por otra parte, los têrmicos metabasîticos que esporâdi^ camente afloran entre las bandas fêmicas paraderivadas, eran ante riormente prâcticamente desconocidos. Los caractères litoestrati- grâficos de esta formaciôn los hace correlacionables a series pre- câmbricas de otros sectores del Macizo Hercinico Espanol (CAPOTE et al. 1977a). La "Formaciôn o Comptejo Glandular", como se ha denominado a veces al conjunto de ortogneises, menospreciando los tipos no porfîdicos de carâcter leucocrâtico (leucogneises), que no sôlo en nuestra zona de estudio se presentan en extensiones considerables (BISCHOFF et al 1973, FUSTER y RUBIO, 1980), se ha subdividido clâ sicamente en dos formaciones distintas (CAPOTE et al.1977a, NAVI­ DAD, 1978); Heterogênea y Homogênea. A la primera se le ha asigna d o una procedencia metavolcânica, mientras que la segunda se ha interpretado como los tipos plutônicos subvolcânicos relacionados con los anteriores. Actualmente se tiende a pensar que las llama- das formaciones glandulares homogêneas representan tipos metagra- nlticos propiamente dichos (BELLIDO et al 1982, que recoge una II nea teôrica iniciada por WAARD, 1950, BISCHOFF et al. 1973, y FER­ NANDEZ CASALS, 1974, fundamentalmente). Existe aûn cierta dispari- dad a la hora de interpretar estas faciès metagraniticas, pues mientras algunos autores las consideran antiguos zôcalos precâmbri COS , sobre los que se apoyarlan las series fêmicas posteriores (BARD et al. 1970, FERNANDEZ CASALS, 1974, y CAPOTE Y FERNANDEZ CA SALS, 1975), otros opinan sobre su carâcter intrusivo en los nive­ les preordovîcicos, ligândolos al ciclo hercinico (WAARD, 1950, NAVIDAD y LOPEZ RAMOS, 1981, y TORNOS y CASQUET, 1982), e incluso algunos autores (TORNOS, 1981) diferencian entre tipos glandulares de zÔcalo (ortogneises Morcuera) y tipos glandulares intrahercîni- COS (ortogneises Reventôn). En cuanto a los tipos leucogneîsicos asociados, existen pocos estudios detallados previos a nuestro trabajo, y aunque en general se tiende a determinar un origen or toderivado dispar (metariolîtico: gneises leptiniticos de NAVIDAD y PEINADO, 1977> NAVIDAD, 1979, gneises leucocrSticos de FUSTER y RUBIO, 1980& o aplogranîtico, segûn BISCHOFF et al- 1973, y NAVI­ DAD Y LOPEZ RAMOS, 1981), aparecen aûn sin nexos claros con la etapa magmâtica de las faciès glandulares. Durante el metamorfismo hercinico paroxismal, que afectô a este conjunto de rocas "preordovîcicas", se genera en este sector unas bandas kilomëtricas que absorben una parte muy importante de la deformaciôn a él ligada, lo que détermina caractères geotectô- nicos contrastados con el encajante, menos intensamente deformado. A favor de estos corredores de cizalla se produce la milonitiza- ciôn de las litologîas previas y son aprovechados como zonas de debilidad cortical para la intrusiôn de una serie de cuerpos sub- filonianos. La existencia de bandas de cizalla en estas regiones catazonales no habîa sido detallada anteriormente por ningûn in- vestigador, siendo la determinaciôn de los procesos texturales y geoquîmicos de la milonitizaciôn, los fenômenos de intrusividad y skarnificaciôn asociados, y el carâcter diferencial del metamor fismo a ellas ligadas, los objetivos esenciales desarrollados en su estudio. En el Dominio Central de la sierra se ha aplicado un esquema metamôrfico evolutivo en dos etapas importantes sucesivas (FUSTER et al. 1974, LOPEZ RUIZ et al. 1975, y BELLIDO et al. 1982), donde general'mente no se considéra la existencia de un metamorfismo re­ trôgrado posterior, a veces ligado a fenômenos deformativos impor­ tantes. La determinaciôn de esta evoluciôn del metamorfismo poli- fâsico hercinico en très fases metamôrficas facialmente distintas, su imbricaciôn con los procesos milonîticos, la precisiôn de las condiciones termodinâmicas aproximadas en que los eventos metamôr­ ficos ocurrieron, y la correlaciôn y equivalencia de estas etapas en las litologîas contrastadas (control geoquîmico litolôgico), han ocupado otro capîtulo importante del trabajo. Finalmente hemos trabajado en la problemâtica del magmatismo anatêctico parautôctono, ligado a tiempos finimetamôrficos, que provocan estructuras varias de carâcter migmatftico en los tipos metamôrficos, y prâcticamente exclusive de estas regiones centra­ les del Dominio Central. I.2.- Metodologîa» En la confecciôn de este trabajo se ha precisado de las têc- nicas y mêtodos auxiliares que a continuaciôn se detallan: Bases cartogrâficas utilizadas» No existe cartografîa geolôgica bâsica de la regiôn de estu­ dio salvo el mapa geolôgico a escala 1:200.000 de Segovia (Hoja 38), publicado por el IGME (1971), donde no se discrimina ninguna de las litologîasmetamôrficas de este sector, que aparecen englo- badas en un tramo Onico de gneises. Como puede apreciarse en la Fig, 1 (mapa adjunto) se ha traba jado en âreas limîtrofes de las Hojas 1:50.000 458 y adyacentes, y la 482, y amplios sectores de las Hojas 457, 483, 507 y 508, en una superficie total de algo mâs de 400 Kms^. La cartografîa geo lôgica bâsica se ha realizado en ampliaciones fotogrâficas a 1:25.000 del 50.000 topogrâfico editado por el Servicio Geogrâfi- co del Ejército, salvo en las Hojas de Segovia (483) , donde exis­ te un piano 1:5.000 del I.G.N. (inêdito), asî como Hojas 1:10.000 de ediciôn reciente (1975), en los sectores protegidos del Patri- monio Nacional. En la Hoja de El Espinar (507) se ha trabajado con ampliaciones fotogrâficas a escala aproximada 1 :12.000, de los fo- togramas aêreos de COPLACO a escala 1:25.000 de la ediciôn de 1975. Con las cartografîas parciales de las distintas Hojas, uni- ficândolas a la escala base propuesta 1:25.000, se ha confecciona do el mapa adjunto con la tesis (Fig. 1), basado en una integraciôn cartogrâfica a escala 1:100.000. Técnicas microscôpicas. El estudio petrogrâfico se ha realizado sobre unas 2.600 lâ- minas delgadas, detallando los caractères microestructurales y las asociaciones minérales encontradas. Para la caracterizaciôn ôptica de algunos minérales (anfîbo- les, piroxenos, feldespatos ... ) ha sido précisa la utilizaciôn de la platina universal de cuatro ejes. El contenido en anortita de las plagioclasas se ha determinado segûn la metodologîa de RITTMANN (1929). En el estudio de fases metSlicas se han empleado técnicas de microscopla de reflexiôn sobre doce probetas pulidas elegidas en­ tre los distintos metalotectos de las bandas de cizalla. Técnicas fîsicas. Los cSlculos de densidad media del gneis glandular (4 medidas) y gneis milonitico (4 medidas) se han determinado mediante el em- pleo de sin-etano tetrabromo (D=2.970), como lîquido denso, y N-M- dimetilformanmide (D=0.944) como disolvente. Para el anSlisis quimico de elementos traza en cuatro bioti- tas de ortogneises, se han seguido tareas de elutriaclôn, separa- ciôn magnética y liquides densos. Técnicas geoqulmicas. 1. Anâlisis quîmicos de roca total.- De los 83 anâlisis quîmicos de roca total existentes en el sector de estudio, 53 han sido rea­ lizado expresamente para este trabajo, mientras que los 30 anâli­ sis restantes han sido recogidos de los antecedentes bibliogrâfi- cos de rocas ya analizadas de este sector (27), o de sectores muy prôximos (3), donde se ha reconocido la equivalencia litolôgica en tre las facies. La metodologîa analltica empleada ha sido,en ambos casos, la misma. Métodos de via hûmeda que comblnan técnicas titrimétricas (Mg, Ca, Al), fotocolorimétricas (Fe, Ti, P, Mn, Si), de fotome- trla de llama (Na, K), y de extracciôn de volâtiles (OH), segûn los esquemas de SHAPIRO y BRANNOCK (1956), RILEY (1958), y WEIBEL (1961). Los elementos menores o traza se han determinado por fluo- rescencia de Rayos-X en un espectrômetro Philips PW-1410, en con­ diciones similares a las descritas por BRANbLE y CERQUEIRA (1972). 2. Anâlisis quîmicos de fases minérales.- El nûmero de anâlisis de fases minérales disponibles ha sido de 88, de las cuales 27 han sido extraîdosde bibliogrâfla, 40 han sido realizados sobre un muestreo detallado de rocas del sector de estudio,en los Labo­ ratories de microsonda de la Universidad de Clermont-Ferrand, mien tras que los 21 restantes los hemos determinado bien por técnicas de separaciôn minerai (4), o por empleo de técnicas de microsonda electrônica con la JEOL JSM-50A, graciosamente puesta a nuestra disposiciôn por el C.E.N.I.M. Como es sabido, la microsonda no discrimina los valores rela­ tives del hierro segûn su estado de oxidaciôn, sino el hierro total expresado como FeO. En aquellos casos que se ha considerado necesa- rio, o bien se ha asumido una fôrmula estequiométrica perfecta (ca­ so de tipos andradlticos de skarns câlcicos), o bien se ha recurri- do a câlculos teôricos de reparto, para discriminar entre Fe2+ y Fe3+ (método de CAWTHORN y COLLERSON, 1974, para clinopiroxenos s6 dicos). Finalmente, para la elaboraciôn de algunos câlculos y diagra­ ms s geoquîmicos (normas CIPW, fôrmulas de minérales, AFM ... ) se ha utilizado el minicomputador HP-9830 de la U.E.I. de Petrologla, del Institute de Geologîa Econômica del C.S.I.C., con programas elaborados por los miembros de dicha unidad investigadora. II. SERIE FEMICA HETEROGENEA 11 El carâcter peculiar de los tramos que componen esta Serie Fâmica Heterogênea, respecte de otras formaciones esquistosas de la Sierra (metasedimentos preordovîcicos de Buitrago de Lozoya, al este, y los de Villa del Prado y la Canada al oeste), fue primera mente puesto de manifiesto por SAN MIGUEL et al.(1960) en los es­ quistos fêmicos de Santa Maria de la Alameda (Madrid),, aunque fue- ron fundamentalmente los trabajos de la dêcada siguiente: PEINADO (1973), BISCHOFF et al.(1973) y NAVIDAD y PEINADO (1977), los que perfilaron algunas de las caracterlsticas de estas bandas comple- jas que recibirlan en BELLIDO et al. (1982) la actual denomina- ciôn de Serie Fémica Heterogênea (S.F.H.). Se viene incluyendo en esta Serie una compleja asociaciên de tipos litolôgicos que varlan relativamente de una zona a otra, alll donde es reconocible, Fundamentalmente se reconocen regiones donde los tramos asignables a dicha S.F.H. estân representados ca si exclusivamente por tipos esquistosos paraderivados con niveles marmôreos y cuerpos metabasîticos restringidos, o bien zonas don­ de existe una mayor heterogeneidad y complicaciôn de tipos litolô gicos, con abundancia o incluso dominio de faciès cuarzo-feldespâ ticas,glandulares o no, con fuertes variaciones texturales. Bandas fêmicas fundamentalmente paraderivadas, compuestas por esquistos metapellticos fêmicos y algunos niveles marmôreos, han sido descritas en diverses regiones. BICHOFF et al. (1973) las describe como "metasedimentos de Arcones" denominândolas cuarcitas pizarrosas "con manchas negras (nôdulos cordierltico-biotlticos, semejantes a las mosqueadas de metamorfismo de contacte)". Aunque la existencia de têrminos con aspecto de corneanas en faciès seme jantes es mâs antigua ("esquistos mosqueados de Penalara", WAARD, 1950), de momento no se proponla ni se detallaba ningûn carâcter distintivo para los tipos esquistosos fêmicos que se iban descu- briendo. Posteriormente, VILLASECA (1978) describe en la regiôn de Turêgano, los esquistos fêmicos (a veces nodulares) y los niveles carbonatados, asl como cuerpos de ortoanfIbolitas ligadas a estas bandas fêmicas. TORNOS (1981) describe tramos de esta serie en los 12 altos de Penalara ya tnencionados. Generalmente se las describen como franjas o bandas esquistosas estrechaæ, concordantes entre gneises glandulares. En otros sectores de la Sierra se han descrito tipos esquis­ tosos fêmicos y niveles carbona tados semejantes, en compleja "in­ ter es tra tif icaciôn" con facies glandulares o leucognelsicas de va rios tipos (PEINADO, 1973). Aunque BISCHOFF et al. (1973) descri­ ben en las zonas de Martincano - Sigueruelo un "gneis esquistoso glandular en trânsito a metasedimentos", y le asigna un incierto origen volcanoclâstico, son NAVIDAD y PEINADO (1977), en las re­ giones de El Escorial y El Caloco, los primeros en définir y ca- racterizar distintos tipos gnelsicos alternantes con los niveles paraderivados, proponiendo un origen volcanosedimentario para es­ tas facies de "gneises glandulares heterogéneos". Posteriormente NAVIDAD (1979) cita tipos semejantes en otros sectores del Guada­ rrama Central, y FUSTER et al. (1982), estudian en El Caloco, las distintas relaciones de contacte con los tipos claramente ortode- rivados- En nuestro trabajo incluiremos dentro del epigrafe "Serie Fê mica Heterogênea”, al conjunto interestratificado de esquistos me tapellticos, niveles calcomagnêsicos y cuerpos metabasîticos, anfi- bolitizados o no, en la descripciôn de estas bandas fêmicas, funda­ mentalmente paraderivadas- Al contrario de las opiniones ya cita- das y otras mâs recientes (BELLIDO et ai. 1982), no incluimos en es ta formaciôn los distintos tipos cuarzofeldespâticos, glandulares o no, que pueden aparecer en trânsitos râpidos y complejos con estos tramos esquistosos, en bandas geogrâficamente muy localizadas que coinciden con facies milonîticas de intensa deformaciôn, y que no siempre llevan asociados tipos paraderivados de la Serie Fêmica He­ terogênea propiamente dicha. Las bandas fêmicas heterogêneas principales de la zona de es­ tudio se sitûan,pues, en la regiôn central de Turêgano, con el ca­ so ejemplar de la banda fêmica estratoide de El Espirdo - Brieva — 13 la Cuesta, que se sigue de forma continua durante mâs de 12 Kms, y bandas menores discontinuas, subparalelas• En la regiôn de El Caloco y Vegas de Matute, aparecen tipos cizalladôs de las mismas, como veremos. Finalmente,’existen niveles esporâdicos muy poco po tentes, pinzados en las bandas milonîticas de Revenga, llontoria y Rîo Frîo, ... (Fig. 1 mapa adjunto) S®: â z ÜJ >-LU a: n [-: (nI § \.\Vl i -K+ + + ++ ̂ H+ ̂ <+ ±j- o s%n ■o O' u.Ui 4- ̂ + T T + + T + + + + + g+ + +«*' + +O ++“■»• + + t+++%++ + +J f + + ■( J- + + + + +4-4-4'’*- + + + + -tN + f 4" + + 4| 4- + + Q-t + + + J- + o o cn 'O o CDCD o o i lf O- O N II I i. Hi pii i .a..:: ^1 .iSb 9Sb LU•tn S)ï îi m ÜJ w mm *t + 4& + * + .tt:+ + + + T + + . * + + + + +Q_++ + * * 4- * f ++ + +++ +++* + + + *■ ' +++f^+ + ++-4-, . + + + k* ++♦ + ++♦■ Va.*' ****■*■*■* + * + + + + * + <•4- * * *YyC + * + o 0 4 + ® :: ° ° 44 : : : : » " * 4 4+;; 4 ^ 4 : 4-Ü::: '■‘•4 4 4 ûj 4 4 4, 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 ^ - - V ' - ’........ - " -* -I i. J .**.1. *. , _ - ̂ * ' * - - * - u J + - 1 *• ̂ — J- * J -->- 4r*-**. + *.4. ̂ ̂̂ — I , * + — : rt:9çrr::::::::::@% * * * * +++++♦ ++ ♦ * + + + ::: +++ ::: +++ 4 » * + + + 4 + + + + + 4 + + ++ + ̂ -t- + + + *yf +■/+ ++ 4-4- + + + + + + + + + + + ++ + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + :;: + + + + + + . + + + + UV en o o_ o CD + + + + : 14 11.1.- Rocas metapelîticas. Los trames esquistosos paraderivados son tipos fundatnental- mente metapellticos con proporciones m u y subordinadas de otras rocas dehriticas raSs inrnaduras y de granulometrîa mayor, que apa recen interestratlficados con niveles metacarbonâticos, frecuen- temente calcomagnêsicos, que describiremos aparté. Aparecen con cierta frecuencla en estos niveles metasedimen- tarios, tipos de aspecto corneânico fuertemente recristalizados y con estructuras mosqueadas que ser^n descritos independientemente. WAARD (1950) y TORNOS (1981) interpretan los esquistos "corneSni- cos" del Penalara como consecuencia de fenômenos de contacto con el ortogneis glandular del Reventôn, BISCHOFF et al. (1973), en los esquistos nodulosos de Arcones, y VILLASECA (1978), en los de Turêgano, aluden veladamente a masas graniticas infrayacentes no siempre aflorantes. Finalmente FUSTER et al. (1982a) en El Caloco, describen faciès mosqueadas no sôlo en el contacto con los tipos ortoderivados sino tambiên en partes alejadas de los mismos . En la zona de estudio se ha observado la frecuente apariciôn de tipos corneânicos y mosqueados en estas bandas fêmicas, indepen­ dientemente de la proximidad a las faciès glandulares sean o no con tiquas. Por otra parte, ëstas dltimas a su vez, pueden sufrir con distintos caractères los mismos procesos de recristalizaciôn que las supuestas corneanas por lo que, en principle,se interpretan es tas estructuras como debidas a un proceso de metamorfismo regional y no de contacto, al menos en este sector. 1.1.- Esquistos nodulosos o moteados. Aparecen abundantemente representados en las bandas fêmicas de Turégano (de Brieva a la Cuesta), asi como esporâdicamente en el Macizo de El Caloco. Son rocas granoblâsticas masivas, de grano fino y tonalidades violâceas oscuras, muy densas, con textura nodu­ lar macrosc6pica évidente, muy tenaces y resistentes a la fractu- 15 raciôn, con sonido mctâlico asociado a astillamiento concoide. Hemos distinguido dos tipos esenciales de esquistos corneâ­ nicos en razôn de la existencia o no de feldespato potâsico: A. Esquistos nodulosos cordierlticos, con asociaciones miné­ rales del tipo: 1 - Q-Plag-Bi-Cdta-Acc 2 - Q-Plag-Bi-Cdta-Sill-Acc 3 - Q-Plag-Bi-Cdta-Alm-Sill-Acc B. Esquistos nodulosos con feldespato potâsico y cordierita. Aparecen las siguientes asociaciones minérales: 4 - Q-FK-Plag-Di-Cdta-Acc 5 - Q-FK-Plag-Bi-Cdta-Sill-Acc 6 - Q-FK-Plag-Bi-Cdta-Alm - Sill - Acc Petrogrâficamente son rocas muy recristalizadas con estructu- ra granoblâstica , de grano fino a muy fino, con sillimanita y bio- tita en microlitos prismâhicos muy idiomorfos, blindados en los por fidoblastos ovoidales y orientados de cordierita y/o feldespato po tâsico, mâs tardîos (Fig. 2).Estas asociaciones de inclusiôn po- drîan deberse a reacciones del tipo (BLUMEL y SCHREYER, 1977) Di^ + Sill + Q = Big + Cdta + FK + HgO en la que los megablastos de cordierita y feldespato potâsico apro- vechan la mâs temprana blastesis de biotita y sillimanita. Gin em­ bargo, cuando la apariciôn de sillimanita incluîda en cordierita se realiza en el nâcleo del ovoide , presentando êsta bordes ca- rentes de taies inclusiones, BLUMEL y SCHREYER (1977)y HOLDAWAYy LEE (1977), sugieren reacciones del tipo: Bi + Sill + Q = Cdta + FK + H^O 16 Fig.2.- Textura nodular de esquisto moteado con feldespato potâsico y cordierita (parâg.5). 62985 NX x 10. Fig.3.- Microespinela simplectltica con cordierita algo pinnitizada. 70083 NP x 25. 17 A veces aparecen dentro de las cordieritas megablSsticas, con maclado de interpenetraciôn y cuarzo en gobas "pseudomirmequîtico", espinelas verdosas microlîticas, arrosariadas’en granos mintSsculos (Fig.3) de aspecto anular, a veces en crecimiento claramente simplectlti- co con la cordierita. Esta espinela accesoria sôlo se encuentra en esquistos moteados cordieriticos, sin feldespato potâsico y pre ferenternente en aureolas de granate residual. Su gênesis se expli ca mediante reacciones del tipo: Aim + Sill = Cdta + Sp + Q El granate, que es la ûnica fase minerai con caractères re- lïcticos y claramente precinemSticos de las asociaciones minéra­ les describes, sôlo aparece en determinados esquistos nodulosos (asociaciones 3 y 6), donde no ha sido totalmente reabsorbido por las fases proqradas de mâs baja presiôn. Es por ello frecuente en contrario aureolado por masas complejas cordierltico-espinélicas que incluyen ademâs del granate residual, biotita y sillimanita microlîticas, amên de numerosos granos opacos de fases metâlicas (Fig. 4). Asi las auréolas de transformaciôn en masas biotîtico- -sillimanîticas podrîan representar un primer estadio de las au­ reolas complejas, cordierlticas, segûn reacciones del tipo: Aim + Ms = Bi + Sill + Q y tambiên aureolas sin espinela en las corneanas feldespâticas: Aim + Bx̂ + Sill + Q = Cdta + Big + FK + HgO Aim + Sill + Q + MgO = Cdta (HOLDAWAY y LEE, 1977) Entre los accesorios aparece apatito, a veces en curiosos agregados de granos de gran tamano, zircôn, con tîpicos halos pleo croicos en otros ferromagnesianos (biotita, cordierita, turmalina); turmalina de tendencias idioblâsticas, y opacos muy abundantes. 18 m m Fig.4.- Granate residual en aureola compleja de cordierita- -espinela que sustituyen, tambiên, a sillimanita, y tal vez biotita, previos. 70083 NP x 10. Fig.6 .- Pseudomorfosis del granate por micas biotîticas 32364 NP X 10. 19 1.2.- Esquistos metapellticos. Son rocas esquistosas muy oscuras, con tintes rosado-violâ ceos si estân frescas, que por la abundancia de minérales ferro­ magnesianos han sido frecuentemente denominados esquistos fêmicos, Son composicionalmente équivalentes a los tipos corneânicos des­ critos, pero con orientaciôn granolepidoblâstica perfectamente de finida. Las asociaciones minérales caracterlsticas son: 1 - Q-Plag-Bi-Cdta-Acc 2 - Q-Plag-Bi-Cdta-Sill-Acc 3 - Q-Plag-Bi-Cdt-Alm-Sill-Acc Presentan una evoluciôn minerai semejante a la descrita en los ti­ pos anteriores, (Fig. 5). Ml M- M ROCAS PELiriCA S Y CUARZOFELOESPA TICAS Fsfourofito Almondino Disfeno Sillim anifa B iotita Cordierita Espinelo Corindon Fpto K Moscovite Ab, Clor, Pinn Fig- 5.- Episodios metamorficos en rocas esquistosas y ortogneises. La apariciôn de estaurolita y dis tena esta prâcticamente ligada a etapas previas de la milonitizaciôn de estas rocas (Capîtulo IV). 20 Son muy caracterîsticas las facies granatlferas de los esquis tos fêmicos ya que pueden aparecer en grandes porfidoblastos pre­ cinemSticos de dimensiones a veces mayores a los 3 cmts. Este gra nate relicto aparece texturalmente en granos de aspecto criboso con cuarzo en gotas. EstSn rodeados por aureolas biotlticas seme- jantes a las descritas anteriormente ̂ o bien por masas pinnlti- co—micSceas con cuarzo y opacos asociados, que responderîan a transfornaciones del tipo: Aim = Cdta + Bi + 0 Debido al tamano de estos porfidoblastos de granate, a veces son s6lo visibles curiosas masas biotîtico-sericîticas como testi^ gos de su anterior existencia (Fig. 6). El granate de estos tipos esquistosos es un componente almandînico pobre en MnO y algo enri- quecido en piropo (hasta mês del 19%) (Cuadro 1 y Pig. 7) Pir -•■Gros 50 * Lewcoqneb » Gneis qlondulor ♦ Gn«is Ç*. • Leucoqneis mllonittco • Esqwlsto Aim5 % Esp50Esp Fig. 7.- Composiciôn molecular de granates metamôrficos 21 CUADRO.- 1 COMPOSICION QUIMICA DE FERROMAGNESIANOS DE ESQUISTOS. 1 2 3 4 5 6 7 8 SiOg 34. 33 32.53 34.14 35.53 38. 39 38.03 35.84 48.97 AI2O 3 17.08 18.32 18.81 22.72 21.62 21.97 21.65 32.89 FeO 21. 35 20. 39 22.67 37.54 38.02 36.58 33. 87 10.45 MnO 0.08 0 . 12 0.10 1.08 0.78 1.93 1.25 0.14 MgO 6.97 9. 20 6.97 4.27 4.36 3. 13 5.09 6.86 CaO - - 0.01 0.84 0.92 0.98 1.20 0.01 NagO - - 0.21 - - 0.01 0.08 0.23 KgO 9. 40 8.77 9.29 - - 0 , 02 0,01 0.01 TiOg 5. 70 3. 63 4.03 - - 0.05 0.02 0.01 TOTAL 94.91 92.96 96.23 101.98 104.09 102.70 99.01 99.57 Si 5, 33 5. 14 5. 25 5.65 5.94 5.97 5. 82 5.03Al 3.12 3.41 3.41 4.27 3.96 4.07 4.10 3.98Ti 0.67 0.43 0.47 - - 0.01 - - Fe 2. 77 2. 69 2.91 5.00 4.93 4. 80 4.60 0.90 Mn 0.01 0.02 0.01 0.15 0.10 0.26 0.17 0.06 Mg 1. 62 2.17 1.60 1-01 1.01 0.73 1. 22 1.05 Ca - - - 0.14 0. 15 0 . 16 0.21 - Na - - 0. 06 - - - 0.03 0.05 K 1.86 1.76 1. 82 - - - - - Aim 79.30 79.70 80.67 74. 19 Gros 2. 30 2. 40 2.69 3. 39 Pir 16.10 16. 20 12. 27 19.6 8 Esp 2. 30 1.70 4.37 2.74 1 y 4 Biotita y granate del esquisto, 32.785. (LOPEZ RUIZ, et al. 1975) 2 y 5 Biotita y granate del esquisto, 42.388. (LOPEZ RUIZ, et al. 1975) 3 y 6 Biotita y granate del esquisto, 60.353. An alls ta: M. Navxdad. 7 y 8 Granate y cordierita del esquisto, M-125. (CASWET y TORSOS, 1982) 22 La plagioclasa junto al cuarzo definen bandas granoblâsticas dentro de estos esquistos; es de composiciên dcida oligo- clasa), con maclado polisintêtico generalmente de tipo karlsbad, y muy ocasionalment© "blinda" pequenos prismas dispuestos reticu- larmente, de sillimanita. La sillimanita es la fase aluminosili- catada ©stable en los tipos metapellticos, con formas subidioblSs ticas a idioblâsticas, que pueden presentar curiosas estructuras huecas que se interpretan como blastesis en medio saturados en AlgOg (AMOROS y BARRERA, 1979), claramente coïncidentes con nues- tros datos geoquîmicos (Cuadro 2). La biotita de los esquistos (Cuadro 1), es un tipo eastonîti- co rico en TiOg y MgO (Figs. 8 y 9), tîpica de metamorfismo de al to grado en materiales metapellticos, y con relaciones de M=100 MgO/(MgO+FeO) siempre menores de 45 (entre 37 y 45). Por el contrario la cordierita, la otra fase ferromagnesiana estable en los tramos esquistosos, posee relaciones molares M mayores que la biotita con que coexiste (M=53.85), con proporciones accesorias de NagO y sin K^O (trazas por debajo del limite de detecciôn) (Cuadro 1). De nuevo apatito, zircôn, turmalina y opacos, aparecen en pro­ porciones accesorias. 73 « Leucogneis » Gnels glandular + Gneis gl. miloniltco • Esquistos melopelfllcos MOSCOVITA LEPIDOMELANA SIDEROFILITA 0,75 Mg y Fe -EASTONITA0,50 0,25 1.25 1.501 FLOGOPITA ANNITA FTC. 0~ Dinqrona rle (19,09) de eoneo.Gtcion de bietitan ?.4 FeO + MnO '• PEGMAT. GNEISES ESQUISTOS M g OFe,0,+ TÎO .50 * Leucoqnel«M • Cn*is«« 9lQndulore« * Gncltm 9I. mtloniticof • E»qwl»los metopctftlco* 50 FIG. 9 - Dlaqrnnas rJe mnnnn l c i d n do biotitms on % do dxldos - (sup.) y on cnhionos (inf.). Go ha nnadido la connos^ ci6n do biohltas sonOn roca-tino do P'IGPI, y n'JGni, (I960) 25 1.3.- Caractères geoquîmicos. El estudio geoquîmico de las distintas faciès esquistosas corrobora el carâcter fundamentaimente peliti co de la serie para derivada (Cuadro 2). Son têrminos con proporciones elevadas de AlgOg (reflejas en corindôn normative), y relaciones K^O/Na^O siempre mayores de la unidad, lo que nos indica un carâcter ma- duro tîpico de medios confinados, que nos sugiere la idea de se- dimentaciôn en cuencassubmarinasdonde escasean o no existen ti­ pos detrîticos de medios continentales, claramente inmaduros (con glomerados, arcosas, ortocuarcitas, grauvacas ... J. Este carâc­ ter metapelltico maduro de los esquistos y corneanas de la Se­ rie Fêmica se refleja muy bien en diagramas del tipo Al/3-K=f (Al/3-Na) de DE LA ROCHE (1968), pues relaciona los porcentajes moleculares de los elementos mâs môviles (Na» K), con los elemen- tos inmôviles (Al), de un proceso sedimentario normal (Fig. 10). Las metapelitas se caracterizan tambiên por concentraciones altas de Ba (aprox. 850 ppm de media) y relaciones variables de Rb/Sr (entre 0.47 y 1.46) . Composicionalmente son rocas que podrîan presentar estable la asociaciôn Cdta+Alm+Bi+Si11, segün se desprende de los diagramas binaries entre la relaciôn FeO/MgO (molar}, y CaO/CaO+FeO+MgO y K^O/K^O+FeO+MgO (molares) (Fig. 11). De hecho las relaciones FeO/MgO de roca total (comprendidas entre 0.94 y 1.38), confir­ ma n este carâcter intermedio para la presencia de cordierita y/o granate astables (DALLMEYER, 1972). Sin embargo los caractères texturales de los materiales esquistosos (carâcter metaestable del granate), son mâs afines con los datos reflejados en los dia^ gramas triangulares AFM donde estas rocas caen proyectadas en el campo Bi+Cdta+Sill astables (Fig. 12). 26 CUADRO.- 2 COMPOSICION QUIMICA DE ESQUISTOS 1 2 3 4 5 6 7 S102 59.70 62.62 52.60 57.10 55.00 62. 60 56.20 *^2°3 19.58 16.78 23. 56 20. 19 21. 32 19.00 20.54 0.44 0.82 1. 30 2.18 1.97 0.85 2.60 FeO 6.11 5.45 7.50 5. 37 6.41 5.99 6.68 MnO 0.12 0.09 0.07 0. 06 0.10 0.06 0.03 MgO 3.14 2.72 3.73 3.22 3. 05 2.42 3.26 CaO 0.46 0.98 0.70 1.40 1.42 0.98 0.85 NagO 2.86 1.99 0. 83 2.37 0.86 1.24 1.08 KgO 5.10 3.23 4.24 4.00 3.85 3. 56 3.41 TiOg 0.87 0.85 1.04 0.98 1.35 0.88 1.25 P2O5 0.34 0.13 0.09 0.15 0.06 0-15 0.02 HgO 1.64 4.56 3. 87 3.00 4.54 2.61 3.88 TOTAL 100.36 99.63 99-53 100.02 99.93 99.54 99.80 Ba 801 860 940 750 993 707 1216 Ce 75 65 77 66 ND 76 ND Cr 115 85 ND ND 262 ND 126 Cu ND 20 13 23 43 17 39 Ga 32 40 21 21 ND 18 ND Ni 65 81 - 61 61 2 59 Rb 168 212 195 125 164 194 92 Sr 162 127 398 196 93 303 143 Zr 215 176 215 187 227 214 275 1.- Esquisto nodulose con FK. 62.985. Analista: C. Villaseca 2.- Esquisto noduloso. 54.706. (FUBTER et al. 1982a) 3.- Esquisto fémloo. 55.751. (NAVIDAD y PEINADO, 1977) 4.- Esquisto f&nloo. 55.751 bis. (NAVIDAD Y PEINADO, 1977) 5.- Esquisto f&nloo. 32.785. (Elementos Mayores en LŒ’EZ RUIZ, et al 1975, y trazas en APARICIO y BEÜIIX), 1976) 6.- Esquisto fânloo. 55.494. (NAVIDAD, 1979) 7.- Esquisto fêmloo, 42.388. (Elementos Mayores en ICS»EZ RUIZ, et al 1975, y trazas en APARICIO y BELLIDO, 1976) 27 ~-K, Na>K 100 GRAUVACAS 50+ -50 50 ICO -50+ / Fig, 10.- Diagrama AI/3-K y Al/3-Na de DE LA ROCHE (1968) 28 I f ? r#r>/MqO îTMïi FIG M iffiowf^ rofnttrt^icionol^s l>AtJ.MFvtW ft**77\ Ai^Oj-3Kj0»MgO+F»0 M q O /M ç iO « F » 0 FIG. 12 .- O ia q ro m a A F M d * TH O M PSO N (19571 29 II.2.- Rocas calcomagnésicas. La apariciôn de rocas calcomagnésicas paraderivadas es cono- cida desde mediados del siglo pasado (probablemente la cita mâs antigua corresponda a PRADO, 1864), y han sido estudiadas o men- cionadas en numerosas éreas de la Sierra de Guadarrama, siendo fundamentales los estudios realizados por CARANDELL (1914) y PEI­ NADO (1973), en las zonas centrales de la misma. Aparecen niveles marmôreos en afloramientos discontinues en las series metasedimen- trias, desde el meridiano de Somosierra, en faciès tal vez de gra­ do medio metamôrfico, hasta estas catazonas axiales donde apare­ cen como tramos bien definidos de la Serie Fêmica Heterogênea. Los niveles carbonatados forman bancos de afloramiento dis­ continue (Fig. 1), en general debido a fenômenos de diferencia de compe- tencia que provocan la apariciôn aboudinada o lenticular de los ni veles menos potentes de los mismos, estratificados con los esquis­ tos metapellticos ya descritos, y con potencies sumamente varia­ bles: algunos metros de espesor en los niveles calcâreos que con bastante continuidad afloran en la banda fêmica de Brieva - La Cuesta, hasta bancos con potencia aparente, tal vez debido en par te al replegamiento de los mismos, prôxima al centenar de metros, en los tramos de 5.F.II. de El Caloco (Figs. 61 y 72). Raramente aparecen como niveles aislados en las masas glandu­ lares, y aunque a veces se presenten aparentemente desconectados de las bandas fêmicas paraderivadas, como ocurre en algunos secto- res de las bandas milonlticas de Revenga y Rio Frlo, es enfonces frecuente que presenten envueltas, como de protecciôn, de niveles esquistosos pinzados conjuntamente. De todas formas pueden apare­ cer como microenclaves transformados (enclaves zonados en ortogne^ ses), o como boudins lenticulares de pequena dimensiôn, mêtricos, con estilo deformativo complejo, a veces disarmônico con el enca- jante, dentro de los cuerpos glandulares. Esto ocurre en las ban­ das de cizalla de Rio Frlo o Vegas de Matute, siendo un tîpico ejemplo de despegue de estos boudins calcâreos pinzados en estas 30 bandas, la cantera de calizas cristalinas de Las Romeras de Sego­ via, donde a su vez se generan fenômenos de skarnificaciôn, pro­ bablemente de carâcter infiltracional. Aunque no es fâcil discriminer entre la existencia de uno o varios niveles carbonatados dentro de la Serie Fêmica Heterogênea, en los sectores donde estas bandas adquieren un carâcter estratoi- de mejor definido (zona de Turégano), parece probable que esta li- tofacies représente un nivel guîa Gnico dentro de la Serie, que por fenômenos tectônicos puede aparecer repetido en otros sectores de mayor replegamiento (por ej. niveles carbonatados discontinues, pinzados en las bandas de cizalla de Fte. Cospedal, Revenga, Las Retuertas, y Rio Frlo, comparer Fg. 1 y Fig. 72). Tampoco es des­ cartable la posibilidad de diferencias notables de espesor debido a cambios latérales de faciès (niveles carbonatados de Turégano respecto a los tipos de El Caloco), o fenômenos mâs complejos de variaciones composicionales a lo largo de su afloramiento, o in- cluso posibilidad de diferenciaciôn de varios niveles carbonata­ dos, en sectores donde aparezca mejor representada las series pa­ raderivadas de la S.F.H. El estudio detallado de los niveles car­ bonatados en otros sectores catazonales (PEINADO, 1973), presentan planteamientos semejantes sobre la problemâtica estratigrâfica de estas facies. La presencia de niveles carbonatados en series metapelîticas maduras, siempre preordovîcicas, ha sido utilizada por diversos autores como criterio de correlaciôn con otras âreas mejor data- das del Hercînico Espanol, donde la edad mâs probable asignable al conjunto séria Precâmbrica (CAPOTE et al. 1977a), pues aunque no parece que sean niveles totalmente azoicos (estructuras estro- matollticas de CAPOTE et al. 1982a,tambiên citadas por FUSTER et al. 1982a, en El Caloco), su asignaciôn temporal es por ahora in- definible paleontolôgicamente. En nuestra zona de estudio aparecen mârmoles dolomlticos con 31 mineraloqîas complejas, desde tipos of icaleit i cos (ricos en sili­ cates ferromagnésicos: forsterita-clinohumita), a têrminos predaz- zîticos (con serpentina-brucita), o cipolinos (flogopîticos), en los que las variaciones mineralôgicas encontradas en un mismo aflo ramiento o entre los distintos sectores de la zona estudiada, de- ben responder a variaciones sustanciales de factores de equili- brio (p.ej. fracciones molares de volâtiles: CO2, F ... ) o mâs probablemente, alternancias originales de composiciôn ya que no a cambios sustanciales de los parâmetros termodinâmicos duran te el metamorfismo. Asociados a estos tipos marmôreos o en peque­ nos niveles aislados entre las series esquistosas, es frecuente la apariciôn de tramos calcosilicatados. Asi pues, se han distin­ guido dos grandes grupos de tipos metacarbonâticos en nuestro sec tor: 1.- Mârmoles dolomlticos y calcodolomîticos (têrminos prôxi- mos a calizas cristalinas algo impures), y 2.- Rocas de silicatos câlcicos, paranfibolitas y otras rocas calcosilicatadas interestratlficadas con los mismos, o incluso como Gnicos tramos calcâreos dentro de la serie esquistosa fêmica, dejando los verdaderos skarns, estôriles o no, para el apartado de fenômenos petrogenéticos ligados a las bandas de cizalla, don­ de fundamentalmente se generan. 32 2.1.- Niveles marmôreos. Los mârmoles son rocas claras granudas, a veces de textura idiotôpica, carentes a simple vista de orientaciôn dimensional definida, pero de marcado bandeado composiciona1 , concordante con la estructura metamôrfica regional. De hecho no es extrana la apariciôn de mârmoles claros con bandas oscuras ricas en si­ licatos magnêsicos que le imprimen a veces un aspecto fuertemen­ te venulado. El metamorfismo sufrido por los niveles calcodolomîticos y la consiguiente desdolomitizaciôn progresiva del mârmol, origina que sea la calcita el carbonato dominante en las asociaciones mi­ nérales encontradas, estando la dolomite subordinada y prâctica­ mente restrigida a tipos oficalcîticos- Las asociaciones minéra­ les encontradas han sido: 1.- Grupo de mârmoles con silicatos magnêsicos (mârmoles do­ lomlticos "oficalcîticos") 1 - Ce (4-Dol)-Fo-Flog-Acc 2 - Ce (+Dol)-Fo-Sp-Acc 3 - Ce (+Dol)-Clhu-Sp-Acc 4 - Ce (+Dol)-FO-Clhu-Sp-Acc 5 - Ce (+Dol)-Fo-Clhu-Sp-Flog-Acc 6 - Ce (+Dol)-Fo-Clhu-Sp-Flog-Di-Acc 7 - Ce (+Dol)-Fo-Clhu-Sp-Flog-(Trem)-Acc 2.- Grupo de mârmoles con silicatos calcomagnêsicos (mârmo­ les calcodolomîticos) 8 - Cc-Flog-Di-Acc 9 - Cc-Flog-Trem-Acc 10 - Cc-Flog-Di-(Trem)-Acc 11 - Cc-Fk-Trem-Acc Con un subgrupo de mârmoles con cuarzo y feldespatos: 12 - Cc-Q-Acc 33 13 - Cc-Q-Fk-Acc 14 - Cc-Flog-Acc 15 - Cc-Flog-Fk-Q-Acc Gran parte de estas asociaciones minérales han sido ya des­ critas anteriormente, no s6 lo en los trabajos detallados citados en la introducciôn del capîtulo, sino tambiên en el estudio par­ ticular de tramos carbonatados en los sectores de El Caloco (HER­ MAN 1970), Turégano (VILLASECA, 1978), y Penalara (TORNOS, 1981), todos ellos en estas zonas centrales de la Sierra donde dominan los tipos calcodolomîticos. Curiosamente hacia el este aparecen tipos calcîticos con mayor frecuencia (HEIM, 1952; LEGUEY et al. 1976; OCHOA, 1976), siendo de momento los mârmoles calcîticos de Penalara, la manifestaciôn mâs occidental de estos tipos (CARAN­ DELL, 1914; TORNOS, 1981). Un repaso visual râpido de las asociaciones minérales enun- ciadas nos indica que la variabilidad minerai de las mismas estâ sujeta a ciertas reglas de asociaciôn. Asî observâmes que no apa­ recen mârmoles dolomîticos con espinela si no hay présente alguna fase magnesiosilicatada (forsterita o clinohumita), que como vere- mos, son fases reaccionales con la misma. Sî existen por el con­ trario casos inversos, o sea: mârmoles con silicatos magnêsicos sin espinela. Por otra parte, el grupo de mârmoles calcodolomîti­ cos, que durante el metamorfismo agotan râpidamente la dolomita en presencia de silicatos (cuarzo, feldespatos), que quedan en ex ceso, nunca llegan a general silicatos exclus!vamente magnêsicos. Petrogrâficamente los mârmoles carecen con frecuencia de tex­ tures reaccionales entre los carbonates y los distintos silicatos y ôxidos fundamentales, aunque sî sean évidentes los procesos de transformaciên retrôgrada. Esto podîa conducir en el futuro a re­ définir algunas de las reacciones que a continuaciôn detallaremos, aunque el esquema general de evoluciôn minerai no debe variar sus- tancialmente (Fig. 13). 34 NtVELES CARBONATADOS Y CALCOS/LICATADOS Forsterifo Clinohumifa Espinelo Otopsido Flogopifa Grosutorio Clintonita Trem -A ct Clor-Spt-Ep Ml ? 7 M. M: Fig. 13.- Episodios metamôrficos en rocas calcomagnêsicas. Los cristales de calcita forman agregados idiotôplcos o mâs frecuentemente heterogranulares, a veces simpleetîticos o con bor­ des suturados entre sî, entre los que se intercalan el resto de las especies minérales. La forsterita aparece en grânulos subredondeados incoloros o en variedades idioblSsticas a veces poiquiliticas, con calcita en gotas, y con valores de 2V^ de 80-86®. En general parcialmente serpentinizada segdn la reacciôn clSsica de: olivino + agua = serpentina + ôxidos de hierro, con opacos asociados, ya que los olivinos de los mSrmoles pueden tener hasta un 4% de components fayalltico (DEER et al., 1966), coïncidente con los datos ôpticos obtenidos. Existen variedades de mârmoles serpentînicos, en tipos muy transformados. La clinohumita se présenta en general asociada a forsterita a veces como grânulos pleocroicos incluîdos en el olivino, de hâ- bitos semejantes a él, y con tîpico pleocroismo (en zonas) amari- llento. Siempre con 2V^ menores: 72-76®, y con frecuentes maclados sencillos o incluso polisintëticos algo complejos (tal vez corres- 35 pondientes a variedades condrodîticas) . Como el olivino, aparece frecuentemente serpentinizada, aunque la reacciôn caracterîstica de (TROMMSDORFF y EVANS, 1977): Clhu + Cc + H^O + COg = Sptina + Dol no viene indicada petrogrâficamente, por lo que se podrîan aducir reacciones semejantes a la expresada con el olivino. Otras trans- formaciones retrôgradas de estos silicatos magnêsicos son las au­ reolas de clinoanfîbol incoloro, fibroso a veces, de carâcter tre- molîtico, generado en reacciones del tipo (RICE, 1980; y METZ, 1976, respectivamente): (1) Clhu + Cc + COg = Trem + Dol + H^O, y para el olivino: (2) Fo + Cc + COg + !Î O = Trem + Dol La espinela aparece a lo largo de grietas o en aureolas ex- ternas, asociada a opacos y productos fibrosos, de los silicatos magnêsicos ya descritos (Fig. 14). Esta "asociaciôn" podrîa ser atribuida en parte a transforinaciones del tipo: (3) Clor t Dol = Fo + Cc + Sp + H^O + CO^ (BOWMAN y ESSENE, 1982), o bien: : + Sp + H^O + COg (modificado de RICE, 1980, para dolomita) (4) Clor + Dol = Clhu + Cc + Sp + H^O + CO^ La espinela, frecuentemente confundida con periclasa por los autores que han trabajado en estos materiales de la zona central de la Sierra, y recientemente confirmada por datos cualitativos de mi- crosonda, aparece de forma muy frecuente aunque sea algo accesoria, ya que normalmente son pequenos grânulos isôtropos de tonalidades verdosas o violâceas muy pâlidas. A veces es algo cribosa,como con in clusiones fluidas, mientras que en otras ocasiones présenta exolu- ciones o inclusiones reticulares pardomarrones de naturaleza des- conocida (Fig. 15). Al iqual que los minérales magnêsicos anterio- res, es frecuente encontrarla blindada en grandes listones lepido- blâsticos de clorita (fundamentalmente clinocloro segOn DRX), en procesos inversos, secundarios, de los ya descritos. 36 Fig.14.- Aureolas de espinela alrededor de silicatos magnê­ sicos (forsterita y clinohumita). Mârmol oficalcî- tico. 69177 NP X 10. Fig.15.- Exoluciones reticulares en espinela. MSrmol ofical- cltico. 59116. NP X 160 3 7 Asociada claramente a las bandas melanocratas ricas en cli­ nohumita, serpentina y espinela (parag. 3), y blindada a su vez en clorita, es muy esporâdica la apariciôn de agregados radiados de probable clintonita (segdn datos analîticos de CASQUET y TOR- HOS corn. pers.). La mica se présenta en largos prismas incoloros de elevado relieve, a veces formando agregados pseudofibrosos, con tlpica extinciôn recta y birrefringencias médias. Aparecen a borde o incluyendo alguna espinela, como blastos de carâcter tar dîo algo preliminares a la fase retrôgrada de alteraciôn, que ge­ nera fundamentalmente clorita y serpentina. Su formaciôn puede de berse a reacciones genéricas del tipo (RICE, 1979): Clhu + Di + Cc + Sp + HgO = Clint + CO^ que implican una progresiva disminuciôn del potencial quîmico de CO^ en el medio fluîdo. La presencia en mSrmoles dolomiticos (parag. 6) de idioblas tos disperses de diopsido incoloro no reacional, en ausencia de tremolita primaria, podrîa deberse a reacciones del tipo (RICE, 1980): (5) Trem + Cc - Di + Fo + CO^ + (6) Trem + C c = Di + clhu + CO^ + H^O (7) Clor + Cc = Fo + Di + Sp + H^O + CO^ (8) Clor + Cc = Clhu + Di + Sp + H^O + CO^ Tambiên aparece flogopita en mârmoles dolomîticos, con ca­ ractères de blastesis penecontemperânea con los silicatos magnê­ sicos, apareciendo bien a borde, bien en su interior, aunque mâs frecuentemente los blinda- A veces présenta curlosas aureolas cal̂ cîticas, probablemente debidas a su gênesis a partir de transfor maciones del tipo (SANDFORD, 1980): (9) Dol + Fk + MgO = Flog + Cc + CÔ, o tal vez; (10) Trem + Fk + Cc = Di + Flog + CO^ + Esta segunda reacciôn parece mâs frecuente en mârmoles calcodolo- mîticos (parag.' 8 y 9 ), donde es mâs abundante la presencia de flogopita, tîpicamente pleocroica, junto a diopsido, mâs o menos transformado a tremolita segOn la clâsica reacciôn retrôgrada 38 (MINKLER, 1978) : (11) Di -f H^O + CO g = Trem + Cc + Q Los accesorios corrientes de los mârmoles son el fluorapa- tito, abundante en oficalcitas, la esfena, a voces intersticial a los carbonates, dominante en rocas calcodolomlticas, y mâs rara- mente allanita anaranjada asociada a espinela. Aparece a veces brucita asociada a serpentina y clorita, como productos de alte­ raciôn de los silicatos magnêsicos. 39 2.2.- Niveles calcosllicatados. Cuando los tramos carbonatados van haciendose mâs ricos en minérales de origen detrîtico (cuarzo y feldespatos), se pasa in- sensiblemente a niveles hîbridos intermedios con rocas de silica­ tos câlcicos algo carbonatadas. Aparecen siempre como niveles me­ nores entre mârmoles calcodolomiticos o incluso como tramos, a ve ces aboudinados, entre los esquistos metapeliticos de las bandas fêmicas. En el campo se presentan como rocas muy bandeadas, de co- loraciôn oscura variable dentro de unos tonos verdirosados domi­ nantes, claro estâ dependiendo de la concentraciôn mineral relati­ ve , que raramente llegan a définir bandas monominerales centirnê- tricas. Las asociaciones minérales que presentan son muy variadas: 1.- Grupo de rocas de silicatos câlcicos, s.s. 1 - Plag-Di-Acc 2 - Plag-Di-Q-Acc • 3 - Plag-Di-Q-Act-Acc 4 - Plag-Pk-Di-Q-Acc 5 - Plag-Act-Di-Fk-Acc 6 - Plag-Fk-Di-Act-Flog-Clor-Acc, y frecuentemente de aspecto masivo, muy granoblâsticas, cuando presentan pa ragênesis del tipo: 7 - Di-Gros-Plag-Q-Acc 8 - Di - Gros-Escap-Acc 2.- Grupo de paraanfibolitas. 9 - Q-Act-Di-Gros-Plag-Acc 10 - Q-Act-Gros-Acc 11 - Act-Flog-Epid-Acc, tal vez un tipo skarnoideo esquis tosado. 12 - Fk-Act-Q-Acc 13 - Q-Plag-Act-Acc 40 3-- Grupo de rocas calcosilicatadas intermedias con mârmoles 14 - Plag-Fk-Di-Gros-Cc-Acc 15 - Plag-Di-Flog-Cc-Acc Petrogrâficamente son rocas de grano fino con bandeado debi- do a la variabilidad modal de su mineralogîa, en general de aspec­ to granoblâstico (granonematoblâstico en têrminos anfibolîticos), alternando las capas cuarzofeldespâticas claras con las ferromag- nesianasde tonalidades varias. En las bandas claras los feldespatos son abondantes, apare­ ciendo entonces microclina poco pertîtica en bandas (es el tîpico feldespato potâsico de las R.S.C.), y plagioclasa polisintéticamen te maclada segOn leyes de karlsbad o albita, de composiciones an- desina (An37-45) a labradorita (An55-60). îmbricadas con las ban­ das leucocratas aparecen las fases coloreadas. As! el diopsido (2V^=52-60® y CAz=37-42”),aparece en cristales de subidioblâsticos a idioblâsticos, con tonos verdosos pâlidos, que en general care- cen de orientaciôn dimensional definida. Son termines de composi- ciôn ferrosalîtica (Cuadro 3 n* 4). El granate es de tonalidades rosadas, criboso, alotrioblâs- tico, de carâcter intersticial entre el agregado poligonal diopsi- dîtico, formando a veces caracterîsticas bandas monominerales. En las rocas de silicatos câlcicos, s.s., es de composiciôn Alm^g Pir^ Grosg^ Esp^ (Cuadro 3 n^ 1). Estas facies mâs bâsicas (parag. 7 y 8) han sido a veces confundidas con metabasitas (FUSTER et al. 1982a)i sobre todo cuando aparecen afectadas por fenômenos retrô- grados de anfibolitizaciôn que reemplazan los ferromagnesianos ori ginales, formândose entonces aureolas de anfîbol actinolîtico (2V^ 72-86® y cAz = 18-26®), verdoso, de hâbitos prismâtico a fibroso (Cuadro 3 n* 7)- Por el contrario, el granate de los têrminos carbonatados hl- bridos (parag. 14) corresponde por sus caractères ôpticos, a tipos grosulâricos, que en cristales de gran tamano, zonados, presentan 41 CUADRO.- 3 COMPOSICION QUIMICA DE FERROMAGNESIANOS DE R.S.C. 1 2 3 4 5 6 7 8 SiOg 37.87 38.48 38.24 50.74 50.81 49.15 48.73 47.03 A1203 21.53 21.98 20.49 0.58 0.63 2.03 4.24 7.24 FeO 26. 35 23.76 25.24 18.49 15.58 16.83 26.57 26.69 MnO 3-03 0.98 5.40 0. 89 0.17 1.07 0.86 0.27 MgO 1.03 1.99 2.12 7.30 9.45 8.87 6.17 5.74 CaO 11.12 12.93 10.41 21. 39 22.00 22.04 10.58 11.10 NagO 0.03 0.01 - 0.08 0.10 0.16 0. 32 0.51 K^O 0.01 - - 0.04 - - 0.07 0.26 TiOg 0.07 0.10 0.08 0.03 0.12 0 . 20 0.39 0.45 TOTAL 101.35 100.23 101.97 99. 54 98.87 100.36 97.93 99.29 Si 5.98 6.02 6.01 1.99 1.98 1.91 7.50 7.15 Al 4.01 4.05 3. 79 0.03 0.03 0.09 0. 77 1.30 Ti 0.01 0.01 0.01 - - 0.01 0.05 0.05 Fe 3.48 3.11 3.31 0.61 0. 51 0.55 3.42 3.40 Mn 0.41 0.13 0. 72 0.03 0.01 0.04 0.11 0.03 Mg 0.24 0.46 0. 50 0.43 0.55 0.51 1. 42 1.30 Ca 1.88 2.17 1. 75 0.90 0.92 0.92 1.74 1.81 Na 0.01 - - 0.01 0.01 0.01 0.10 0.15 K - - - - - - 0.01 0.05 Aim 57.90 52.98 52.71 Gros 31.28 36.97 27.87 Pir 3.99 7.84 7.96 Esp 6.82 2.21 11.46 1-4-7.- Granate, clinoplroxeno y anfîbol de la R.S.C. 69.479. Analista: M. - Navidad. 2-5-8.- Granate, clinopiroxeno y anfîbol de la cuarzoanfibollta. 71.314. An^ lista: M. Navidad. 3-6.- Granate y clinopiroxeno del enclave de anflbolita. 71.858. Analista; C. VillasGca y C. Casqiet 42 caracterîstico maclado anômalo. A veces incluyen poiquilltica mente diopsido, cuarzo, calcita, etc. El granate de las rocas paranfibollticas suele aparecer en pequenos cristales xenoblâsticos sin aureolas précisas de anfî­ bol, V son têrminos de composiciôn parecida a los de las R.S.C.; Alm^g PiZg GroSj^.gg Espg,^^ (Cuadro 3 n& 2 y 3), asociado tam- biên a diopsido ferrosalîtico y actinolitas de composiciôn seme- jante a las descritas (Cuadro 3 n& 5, 6 y 8). En todas estas rocas existen proporciones accesorias varia­ bles de esfena, a veces con carâcter intersticial, apatito, que puede llegar a ser muy abundante en tipos cuarzoanfibolîticos (parag. 9 y 10), zircôn, y ôxidos de hierro opacos. Tambiên apa­ recen actinolita, sericita, clorita, clinozoisita y epidota se­ cundarios en proporciones normalmente accesorias. 43 II.3.- Metabasitas y rocas afines. Incluimos en este apartado una serie de cuerpos de composi­ ciones bâsicas e intermedias, de carâcter ortoderivado, que sôlo aparecen integrados en la Serie Fêmica Heterogênea, y que hasta ahora habîan sido prâcticamente ignorados en las zonas centrales de la Sierra de Guadarrama (VILLASECA, 1978, describe parcialmen te tipos ortoanfibolîticos). Su desconexiôn con tipos metacarbo- nâticos (Fig. 16), su apariciôn en pequenos macizos circunscritos de muy limitada extensiôn lateral, con carencia de faciès inter­ medias o interestratificaciones con tipos paraderivados, junto al carâcter masivo granudo de algunas de sus facies, son criterios suficientes como para caracterizar a estos cuerpos como têrminos metabasîticos . Son afloramientos mindsculos de rocas mâficas, a veces mal esquistosadas, que aparecen sin relaciones précisas de intrusivi- dad. Estân deformados concordantemente con los tipos metapelîti- cos y deben corresponder, por su escueto volumen y carâcter ho- locristalino, a tipos subfilonianos o lacolîticos que no provocan fenômenos significatives de contacto. En este capîtulo incluîmos dos grandes grupos de metabasi­ tas : 1.- Cuerpos ortoanfibolîticos, que comprenden desde tipos bâ sicos granatîticos (probablemente retroeclogîticos), has ta leucoanfibolitas de composiciôn granodiorîtica, y que son sin duda las rocas metabasîticas mâs abundantes y de mayor hetereogeneidad dentro de estas bandas fémicas. 2.- Rocas coronIticas de carâcter peralumînico, muy homogê- neas composicionalmente respecto del grupo anterior, res^ tringidas a un ûnico afloramiento sitCiado al norte de Ve gas de Matute. 44 3.1.- Metabasitas anfibôlicas (ortoanfibolitas) Aparecen una serie de cuerpos anfibolîticos de varîada natu raleza a lo largo de la banda esquistosa de Turêgano (Molino de Brieva, Santo Domingo de Pirôn, Tenzuela y Las Navas de la Cues- ta, Fig. 34), en cuerpos lenticulares osubcirculares de dimensio nés mëtricas, en afloramientos intermitentes a veces muy circuns­ critos (que en general corresponden a los têrminos granatîticos bâsicôs, mâs masivos y densos), que suelen manifestarse casi ex- clusivamente por el canturral superficial. s6lo en el caso del afloramiento de Las Navas de la Cuesta nos encontramos con un ver^ dadero macizo complejo y variado, donde son claramente discerni- bles las distintas facies de estas ortoanfibolitas, aunque sean aquî dominantes los tipos âcidos. Este afloramiento comprende unos 2.000 m^ y estâ incluîdo concordantemente dentro de la Serie Fêmica Heterogênea en este sector con niveles paraderivados esquistosos o carbonatados (Fig. 16). No se ha observado ningûn tipo de fenomenologîa de con tacto entre las anfibolitas y los esquistos encajantes, y los ni veles carbonatados prôximos carecen de cualquier relaciôn espa- cial o genêtica con el afloramiento de ortoanfibolitas. Son estas anfibolitas rocas compactas, duras, de densidad variable segûn el contenido en granate, y de coloraciôn diversa segdn las proporciones de minérales mâficos présentes, que defi- nen un bandeado composicional, concordante con la estructura me­ tamôrf ica regional. En el afloramiento se distinguen très facies principales: a) leucoanfibolitas de carâcter granoblâstico y tamanos de grano variable, siendo las faciès que presentan el tamano de grano mayor. Fundamentalmente son rocas granodiorîticas de grano medio, con foliaciôn granonematoblâstica no siem­ pre apreciable. 45 G N t lS t S c l a n o u l a r e s N IV E L E S C A R B O N A TA D O S G R A N A T IT A S M A S IV A S FIG. 16 - nsquGPitT del afloramiento nrincinaJ dc ortoanfibol^ tan de Las Navas dc la Cuesta. 46 b) Melanfibolitas mejor esquistosadas, de grano fino, y alter­ nando en bandas con los tipos âcidos anteriores, y c) granatitas anfibôlicas de grano fino-medio y estructura ma siva, de gran densidad y dureza, que aparecen en masas sub redondeadas aisladas, a modo de pequenos "bolos" circuns­ critos, dentro de la facies anteriores (Fig. 17). Abundan tambiën facies pegmatitoides (Fig. 18), con desarro llo de grandes cristales de hornblenda, plagioclasa, y cuarzo. Estas facies forman venas o masas irregulares de dimensiones has ta decimêtricas, discordantes o subdiscordantes con el bandeado composicional. Las variaciones composicionales, texturales y es- tructurales, y el interbandeado frecuente entre las faciès de an fibolitas sugieren una inicial heterogeneidad litolôgica. Son apreciables fenômenos de disarironîa en los contactes entre las distintas facies originales, probablemente por diferencias de com- petencia durante los procesos metamôrficos (Fig. 19). Mientras en este afloramiento de Las Navas predominan los têrminos leucoanfibolîticos, en otros sectores de la banda fômi- ca de Turêgano (Molino de Brieva, Sto. dominao de Pirôn o Tenzue­ la) sôlo aparecen anfibolitas mâficas, y sobre todo, granatitas anfibôlicas, generalmente circunscritas en las masas esguistosas. 3.1.a.- Descripciôn petrogrâfica. Las distintas facies anfibollticas encontradas presentan aso ciaciones minérales con relaciones modales caracterîsticas. Asî las leucoanfibolitas presentan paragênesis del tipo: 1 - Q-Plag-Fk-Ho-Bi-Acc, de composiciôn granodiorîtica 2 - Q-Plag-Ho-Acc 3 — Q—Plag—Ho—Gte—Acc 4 - Q-Plag-Ho-Gte-Clpx-Acc 5 - Q-Plag-Bi-Ho-Gte-Acc, en facies gneisificadas, ricas en micas. 47 k Fig.17.- Aspecto textural de las faciès granatîticas anfibô licas. Se observan ciertas aureolas plagioclâsicas alrededor del granate. 'lg.18.- Pegmatitoides plagioclâsico-anfibôlicos en rocas ortoanfibollticas. 48 Fig.19.“ Heterogeneidades texturales en tipos leucoanfibo­ lîticos de tamano de grano contrastado. ■é. Fig.21.- Aspecto microestructural de las granatitas anfibo- licas con aureolas plagioclSsicas alrededor del granate. 70303 NP x 5. 49 Las anfibolitas mâficas no presentan asociaciones minérales distintas pero si varlan las relaciones modales de sus componen- tes : 6 - Ho-Plag-Q-Acc 7 - Ho-Plag-Q-Gte-Acc 8 - Ho-Plag-Q-Gte-Clpx-Acc 9 - Ho-Gte— Plag-Q-Acc, en têrminos mâs bâsicos. Las granatitas anfibôlicas presentan como asociaciones minérales: 10 *- Ho-Gte-Clpx-Plag-Q-Acc 11 - Ho-Gte-Bi-Clpx-Plag-Q-Acc, tipo micâceo semejante al anterior 12 - Ho-Gte-Quelifitas-Q-Accc 13 - IIo-Quelifitas-Q-Acc 14 - Simplectitas-Q-Acc, que representan tipos granatîticos totalmente transformados. Micoestructuralmente, las anfibolitas son rocas granudas que no siempre presentan carâcter reaccional. Sin embargo, se puede définir una evoluciôn minerai con momentos distintos de blastesis metamôrfica (Fig. 20). M M- M- OR TO ANFIBOL U A S Gronotç Clinopiroxeno Plogiocloso Hornblenda Biotifa Fpfo. K flcf, Clor, Ep Fig. 20.- Episodios metamôrficos en rocas ortoanfibôlicas 50 La plagioclasa es de composiciôn oligoclâsica (AUgg), y pue­ de aparecer en cristales con zonados inversos (bordes andesîni- cos de An^y a An^^), en facies de tendencies bâsicas (parâg. 4 y 6). Son zonados de origen metamôrfico pues lo presentan con iguales caracterîsticas las plagioclasas simplectîticas que aureolean a los granates. Existen variedades antipertîticas en los tipos mâs âcidos de las anfibolitas, donde es frecuente encontrarla asocia da a feldespato potâsico (ortosa), a veces de carâcter intersti­ cial. Son frecuentes en las anfibolitas mâficas la presencia de plagioclasas que incluyen clinopiroxeno idiomorfo y microlitos de apatito acicular, suborientadossegôn direcciones cristalogrâ- ficas. En los tipos granatîticos bâsicos la plagioclasa aparece claramente ligada a fenômenos de transformacion del granate y restringida a las aureolas del mismo, no existiendo indicios cia ros de plagioclasa primaria en la matriz. El granate aparece en cantidades variables en gran ndmero de paragênesis„desde prcporciones accesorias (parâg. 3), hasta represen tar el 30% de la composiciôn modal de algunas granatitas (parâg.10, Fig. 21). En otras faciès aparece pseudomorfizado parcial o com- pletamente por crecimientos quelifîticos de plagioclasa - anfîbol (parâg. 12, 13 y 14 , Figs. 22 y 23). Se présenta en individuos rosados de morfologîas diverses, desde tipos idiomorfos a crista­ les xenomôrficos marcadamente residuales, a veces ameboides e in­ cluso en granos muy corroidos que dan pseudoformas en atolôn. Sue­ len presenter aspecto zonado, con bordes muy cribosos, no apre-_ ciândose diferencias quimicas significatives entre borde y nOcleo. Composicionalmente son têrminos intermedios entre almandino y gro sularia,con menor proporciôn de piropo: A l ^ ^ g ^ Gros^.^_2^ Pir^^ (Cuadro 4, n& 1, 2 y 3, Fig. 24). Presentan frecuentemente aureolas quelifîticas de plagiocla sa (a veces mirmequîtica) y hornblenda, o raramente de plagiocla­ sa y opacos de aspecto pulverulento. En tipos mâs hidratados las aurelas pueden ser mâs complejas con plagioclasa, biotita (clori 51 CUADRO.- 4 COMPOSICION QUIMICA DE FERROMAGNESIANOS DE ORTOANFIBOLITAS. 1 2 3 4 5 6 7 8 Si02 34 .56 36.61 38.13 48.13 51.65 40.49 36.76 41.21 A1203 20.39 18.17 22.46 . 4.70 2.79 10. 76 11.45 12.30 FeO 30.87 28.48 23.27 16.20 10,01 22-12 16.78 22.79 MnO 0.73 0.98 1.38 0. 33 0.09 0. 35 0.16 0.55 MgO 1.69 4.01 2.41 8.24 11.36 8.29 11.57 5.98 CaO 9.75 10.55 13.28 18.39 22.03 10. 31 11.20 11.16 0.08 - 0.03 2.04 0.89 2.95 1.75 1.52 KgO - - - - 0.01 0. 35 0.18 1.07 TiO^ 0.11 0.16 0.10 0.11 0.11 1.47 1. 02 0.29 TOTAL 98.18 98.96 101.06 98.13 98.94 97. 10 90.87 96.87 Si 5.74 5.96 5. 92 1.89 1.96 6. 32 6. 02 6.44 A1 3. 98 3.49 4.11 0.22 0.12 1.98 2.21 2.27 Ti 0.01 0.02 0.01 - - 0.17 0.13 0.03 Fe 4.27 3.87 3.02 0.53 0.32 2.88 2.30 2 . 9ft Mn 0. 10 0.14 0.18 0.01 - 0.05 0. 02 0.07 Mg 0.42 0.97 0. 56 0-48 0.64 1.93 2.32 1.39 Ca 1.73 1. 84 2.21 0.77 0.89 1.72 1.96 1.87 Na 0.03 - 0.01 0.16 0.07 0.89 0.56 0.46 K - - - - - 0.07 0.04 0.21 Aim 65.49 56.74 50.59 Gros 26.53 26.98 37.02 Pir 6.44 14.22 9.38 Esp 1.53 2.05 3.02 1-4-6.- Granate, clinopiroxeno y hombloida de la Granatita anfibolica. — 71.300. Analista; C. Villaseca y C. Casquet 2-7.- Granate y hornblenda de la granatita anfibôlica. 71.303. Analista; C. Villaseca- y C. Casquet 3-5-8.- Granate, clinopiroxeno y hornblenda de la leucoanfibolita. 71.299. Analista; M. Navidad. 52 Fig.22.- Aureola quelifltica de plagioclasa y hornblenda alrededor del granate. Granatita anfibôlica. 73809 NP X 25. Fig.23.- Pseudomorfosis total y parcial de granates por quelifitas de plagioclasa y anfîbol. Granatita anfibôlica. 73829 NP x 10. 53 tizada a veces) y hornblenda. El clinopiroxeno aparece en prismas subidiomorfos de tonos verdoso pSlidos. Aunque no présenta relaciones genéticas claras con el granate es indudablemente de blastesis mâs temprana que el anfîbol que puede aureolarlo e incluso incluîrlo residualmen- tc. Tienen propiedades Cpticas de ferrosalitas (2V2=55-5° y cAz=4 4°), aunque composicionalmente puedan ser algo pobres en calcio (43% de molécula wollastonltica en vez de 45%, Fig. 25), y contengan hasta un 11% de molêcula jadeîtica y 5% acmîtica (Cua­ dro 4, n* 4, Fig. anterior). A lm + Espes 5050 Eclog A Pir.Gros. 50 Fig. 24.- Composiciôn molecular de granates de ortoanfibolitas con proyecciôn de campos composicionales de granates segûn COLEMAN et al. (1965) 54 Di + He + Tsch Edog C 50 50 AUGITA EGIRINICAONFACITA leclag C c o n jf o ^ JADEITA EGIRINICAJADEITA AcJd 50 WoWo 50, IIOPSIDO,45, AUGITA 2 5 , FEAROAUGITA SUflCALCICAAUGITA S08CALCICA \siLITA\p 90 F e ,S i ,0, CLIMOHIPERSTENA 50 8020 F IG . 25 - Oor*XTOici6o do clino»o,roxono5 do nrtonn̂ iIxilit:03 on Inn clln- Ciri'mn do nononoln! do (TiTfFIAd ot nl. (ior,5): AiK’-.Td-Ac; V do miDFWA/''"' riGO (1031) ; nTPn. 55 La hornblenda es el ferromagnesiano dominante en estas meta basitas. Se présenta en prismas robustes subidiomorfos » con mar- cado pleocroismo de tonalidades verdosas en bandas leucocrâticas a tonos pardos mâs oscuros en bandas fémicas, ligado a ciertas variaciones en los caractères ôpticos del anfîbol, (Fig. 26). Composicionalmente son hornblendas pargasîticas de tendencies hastingîticas (LEAKE, 1978) (Cuadro 4, n& 6, 7 y 8). 130Hornblendo de MetanfibolMa* 110 M 90 70 50 30 - 10Hornblendo de LeucoonflboHlos FERROHASTING.FEMASHASTING.PARGASITA MAGNESIOHAST. Fig. 26.- Caractères ôpticos de las hornblendas de ortoanfi- bolitas, segdn datos de DEER et al. (1966) y TROGER (1971). 56 La biotita es claramente el ferromagnesiano fundamental mâs tardïo Y aparece en proporciones accesorias en casi todas las asociaciones minérales. Existen sin embargo, ciertos lepidoblas- tos con bordes opacos reabsorbidos, a veces con cierto carâcter de singenetismo con la hornblenda (parâg. 1). A veces estâ cloriti- zada. El apatito y zircon son dos accesorios frecuentes que apare­ cen en prismas idiomorfos de carâcter acicular, y frecuentemente incluîdos en la plagioclasa. La ilmenita es muy abundante en to­ das las faciès descritas, y aparece con tîpicas texturas "en pei­ ne" de cristales esqueléticos englobados en idioblastos de horn­ blenda, o aureolados por esfena en bellos prismas de secciôn rôm- bica idiomorfa, pleocroicos. Podrîa existir algo de rutilo trans formado en opacos en algunos têrminos mâficos (parâg. 7). Muy ocasionalmente aparece calcita, adularia y epidota tardîas, de manera accesoria. 3.1.b.- Carâcter geoguîmico y petrogênesis de las ortoanfibolitas. La falta de asociaciôn a niveles carbonatados y el inter­ bandeado litolôgico de tipos bâsicos o âcidos, dentro del mismo afloramiento anfibolîtico, es dificil de explicar con ideas de carâcter paraderivado de estas rocas. El estudio geoguîmico de las mismas, en diagramas crîticos donde se muestran las pautas opuestas existantes entre series Igneas y sedimentarias (EVANS y LEAKE, 1960; LEAKE, 1964), demuestra claramente que las anfiboli tas analizadas siguen tendencies de variaciôn raagmâticas (compa­ rables con las de doloritas del Karro, ver Fig. 27 ), y se apar- tan de mezclas dolomîtico-arcillosas que seguirîan pautas segên ângulos rectos al observado (Fig. 27). Otros diagramas que no en plean los parâmetros de Nigli como referenda ofrecen pautas se­ mejantes (Fig. 27). El carâcter normative de las anf ibolitas (Cuadro 5), sienpre con 57 CUADRO.- 5 COMPOSICION QUIMICA DE ORTOANFIBOLITAS SiOU Fe2°3 FeO MnO MgO CaO NagO *2° TlOg P2O5 ”2° TOTAL 1 2 3 4 5 49.50 48.60 65. 37 69.29 72.77 13.59 14.73 14 .10 14. 36 14.36 2.79 1.56 2. 12 1.40 0.91 10.16 10.64 4.54 2. 90 2 .07 0.27 0.22 0.09 0.06 0.03 7. 52 4.88 1.92 1.21 0.62 10.53 9.13 4.93 3. 80 2.43 1.27 3.53 5.10 4. 72 5.49 0.24 1.46 0.46 1.38 0.51 2.22 2. 89 1.40 0.59 0.43 0.26 0.64 0.25 0.12 0.06 1.23 1.50 0.52 0. 32 0.40 99.58 99.78 100.80 100.10 100.08 Ba 241 129 156 178 123 Ce 19 71 84 123 93 Cr 205 119 90 20 28 Ga 19 24 27 19 22 La 24 15 72 71 44 Ni 17 33 5 4 12 Rb 5 54 20 39 12 Sr 87 136 175 180 324 Th 17 ND 4 8 50 y 25 ND 66 59 53 Zr 100 190 406 526 564 1.- Granatita anfibôlica. 71.303. Analista mayores: R. Araias; trazas: C. Vi llaseca. 2.- Melanfibolita. 62.984. Analista: C. Villaseca 3.- Melanfibolita. 66.726. Analista: C. Villaseca, 4.- Leuooanfibolita. 67.056. Analista: C. Villaseca. 5.- Leucoanf iboli ta. 67.041. Analista: C. Villaseca 58 TAFNO Ot Datm r»s k*woo ( I tA K t ,1964) OOLOHIT* 90 HEZCIAS « L IT IC O , / CâLCidtâS / FejO,*TiO,+ CoO C |i»oc»s PtuncAsI SOi m g ^OIOBIT* "T0NAIIT4 GRANITO "01 IT A ?0Si 02 AIjO, A CoNo FIG. 2 7 - Con)>osici6n do ortonn Cil)o.l i tor; on dtaqrannn do LIIA'IF (1964). de un LA noCHC (1972), AFM v Ja-K-Cn. 59 hiperstena, relaciones Hi/(Hi+Di) generalmente >-0.45, y olivino poco frecuente, asî como las bajas relaciones âlcalis/sîlice, ex cluyen una afinidad alcalina para estas rocas. Per otra parte, sus relaciones MgO/FeO+FegOg o AFM denotan una cierta tendencia toleltica de la serie relativamente afin al oxtraordinario bajo contenido en K^O de la misma, incluso en los tipos mas diferencia dos (Fig. 27), Su composiciôn en elementos menores, con concentraciones apreciables de elementos traza incompatibles: Ba (100-250 ppm). Ce (19-123 ppm), Rb (5-54 ppm), Sr (80-325 ppm), Th (4-50 ppm),Y (25-66 ppm) y Zr (loo-564 ppm), que en general son mâximas en los tipos mSs sillceos, no son discordantes con un carâcter toleîti- co continental o epicontinental de la serie (CARMICHEL et al. 1974). El carâcter textural bolocristalino granudo, de tendencies equigranulares pues, y el bandeado composicional contrastado que presentan estos cuerpos de dimensiones reducidas (que en ausencia de interestratificaciones con las series paraderivadas encajantes considérâmes de tipo sill o lacolitico), concuerdan mejor con una interpretaciôn de digues o sills diabSsicos de carâcter toleltico, completamente recristalizadosdurante los diferentes eventos meta- môrficos, en los que no se aprecian relictos de su mineralogîa pri- maria original. 60 3.2.- Metabasitas coronIticas. Bajo este epigrafe incluimos un grupo de rocas bâsicas de afloramiento puntual y carâcter coronîtico petrogrâfico. Son com posicionalmente metagabros con plagioclasa y ortopiroxeno en los tipos menos transformados,que presentan siempre el mâfico origi­ nal (o su pseudomorfo micâceo) profusamente aureolado por coro­ nas granatîferas de diverse grado de complejidad (Figs. 28 y 29). Estas rocas aparecen en el islote metamôrfico del norte de Vegas de Matute como un pequeno afloramiento de rocas mâficas granatîferas, de tonalidades verde-rosadas, no siempre con esquis tosidad patente (variedades granoblâsticas), inmersas en gneises milonlticos y materiales calcosilicatados y esquistosos, sin re— laciones claras de contacte con ellos (debido a la pobreza de afloramiento de estas facies). A diferencia de los tipos anfibo- llticos anteriores, su composiciôn modal evidencia un carâcter mucho mâs alumlnico y subcâlcico para estas rocas. 3.2.a.- Descripciôn petrogrâfica. Las metabasitas coronlticas son de composiciôn poco varia­ ble: 1 - Fk-Plag-Pinn (Cdta)-Gta-Bi-Q-Acc 2 - Plag-Gte-Pinn(Cdta)-Bi-Q-Ru-Sill-Acc 3 - Plag-Gte-Bi-Pinn(Cdta)-Q-Opx-Ru-Sill-Acc en las que el marcado carâcter reaccional de alguno de sus miné­ rales evidencia sucesivas etapas de blastesis metamôrfica (Fig. 30) La plagioclasa es el feldespato fundamental de la roca lie gando a representar hasta el 40% de la composiciôn modal de la misma. Se présenta en prismas alotriomorfos fuertemente granula- rizados, con maclados anômalos, texturas en mortero y lamelas y bandas de deformaciôn y dislocamiento - présenta tlpicas " i n d u — siones" subreticulares de lamelillas micâceas y prismas acicula- res de probable sillimanita, por lo demâs, rasgos texturales tl- 61 H Fig.28.- Ortopiroxeno hipersténico aureolado por granate coronîtico. 73804 NP x 4. Fig.29.- Coronas de granate y cuarzo entre plagioclasa y pseudomorfos micâceos de antiguos ^ortopiroxenos? 69158 NP X 10. 62 picos de rocas deformadas en bandas de cizalla (este afloramiento estS inmerso en los corredores milonlticos de Vegas de Matute— El Caloco) .Es de composiciôn oligoclasa-andesina âcida (An29-40) » con zona- dos irregulares a veces, que suelen ser normales. Aparece plagio­ clasa intersticial, de recristalizaciôn metamôrfica, con composi- ciones de oligoclasa âcida. La ortosa poco pertîtica aparece en proporciones fondamenta­ les sôlo en las asociaciones minérales n®- 1 . El ortopiroxeno aparece relîctico siempre definiendo el nô- cleo de las coronas granatîferas posteriores. Es de tonalidades amarillas pâlidas y de carâcter hipersténico (2V^ entre 60 y 68°) quîmicamente ferrohiperstena aluinînica (Cuadro 6). Puede presen- tar inclusiones o exoluciones lamelares de carâcter reticular de un minerai pardo no identificable, segOn los pianos pinacoida- les 010 y 100. En general el ortopiroxeno es de carâcter extre- madamente relîctico, aparece muy transformado en biotita o mâs frecuentemente sôlo se aprecian pseudomorfos micâceos criptocris- talinos (Fig. 29). M, M ROCAS CORON! TICA5 Gronofe Biofifa Sillimaniro Cordierifo Espineto Ms, Clor, Pinn Fig. 30.- Episodios metamôrficos en rocas coronîticas 63 El granate define la textura coronîtica de la faciès aunque también aparece en granns xenoblâsticos,fracturados, sin cone- xiôn aparente con las coronas. Es frecuente que présente textu­ ra cribosa e incluso desarrolla curiosos bordes de aspecto sim- plectîtico, tal vez con cuarzo (Fig. 31). En general se transfor ma en cordierita, mâs o menos pinnitizada. Es de composiciôn aproximada Alm^^ Pir^^ con una alta relaciôn Mg/Fe, de alrededor de 35.5 (Cuadro 6). Los granates no sôlo forman coronas alrededor del ortopiroxe no o de los pseudomorfos micâceos del mismo, sino que tambiên se observan coronas alrededor de opacos y de grandes granoblastos de rutilo parciaimente opaquizados, e incluso de lepidoblastos de biotita parda, que a veces son meras relaciones de inclusiôn (Fig. anterior). Aunque no siempre visible, parece existir una cierta zonaciôn de la corona, apreciândose una aureola interna de biotita parda y cuarzo, a veces dactillticos, y una zona ex­ terna fundamentalmente granatîfera, que es la que define las co­ ronas simples (Fig. 32). Otras veces las coronas granatîferas son incompletas y dan formas en atolôn, o bien forman agregados arro- sariados en nidos de abeja (BARD, 1980), que confieren un carâc­ ter microtextural muy particular a estas facies coronîticas. El carâcter reaccional de la textura coronîtica parece res­ ponder a transformaciones del tipo: (Fe.Mg)^ SijOg + Ca Al^ SigOg = Ca (Mg,Fe)2 ^^2‘'’̂ 3°12 ^^®2 ortopiroxsno en plagioclasa granate cuarzo que tal vez complicarîa feldespato potâsico y agua en la forma- ciôn de biotita. La biotita es de coloraciôn parda oscura y crece a favor no sôlo del ortopiroxeno, sino tambiên en bordes de rutilo, ilmeni- ta, opacos e ipcluso granate, aunque otras veces estâ clara su participaciôn en el proceso de coronitizaciôn pudiendo quedar en 64 CUADRO.- 6 CATOS QUIMICOS DE ROCAS CORONITICAS 1 2 3 4 5 SlOj 49.08 52. 90 51.75 34.17 50.71 A1 O 24.65 17.90 21. 71 31. 33 4.46 1.40 0.68 6.22 - - FeO 9.51 8.20 6.82 26.87 31*72 MnO 0.16 0.11 0.21 0.98 0.52 MgO 5. 36 5.40 4. 64 8.22 16. 58 CaO 1.99 4.40 1. 60 1.55 0.18 NagO 1.36 4 .10 1.62 - - KgO 2.53 0.66 2.48 - - TiOg 1.10 3.10 1. 16 0.03 - P2O 5 0.04 0.12 0.05 - - H2O 3.33 1.74 0.48 - - TOTAL 100.51 99.25 98.74 103.15 104.16 Q 12.61 5.02 19.96 Si 5.09 1.89 Or 14.95 3.90 14.66 A1 5.51 0.20 Ab 11.51 34. 69 13. 71 Ti - - An 9.61 21.05 7.61 Fe 3.35 0.99 C 16.15 2.73 13. 57 Mn 0.12 0. 02 Hy 28.13 23.03 17.42 Mg 1.83 . 0.92 lira 2.09 5.89 2.20 Ca 0.25 0.01 Mt 2.03 0.99 9.02 Na - - Ap 0.09 0.28 0.12 K 1.- Roca oorontica. 73.792. Analista: R. Arenas. 2.- Anortosita norltlca. (HERZ, 1969). 3.- Châmocklta mâfica. (SIGHIMOLFI, et al 1981). 4.- Granate de roca cortnîtlca, 69.158. An alls ta: C. Villaseca y C. Casquet 5.- Ortopiroxeno de roca coronîtica. 73.804. Analista: C. Villaseca y c. Cas- qltet. 65 k Fig.31.- Roca coronîtica con biotitas titanadas oscuras y granate de bordes simplectîticos, tal vez con cuarzo. 73792 NP x 25. % wI Fig.32.- Corona compleja con cuarzo, biotita titanada y granate, alrededor de ortopiroxeno relîctico. 73804 NP X 10. 66 vuelta (o al menos con relaciones mtjtuas de inclusiôn) por el gra­ nate, frecuente en coronitas con asociaciones minérales del ti­ po 1 . Como silicatos alumînicos aparece abundante cordierita (hasta 20% volumen), muy pinnitizada, con bordes simplectîticos con cuar zo, que âureolea las coronas anteriores asî como incluye sillima­ nita prismâtica, que a veces aparece envuelta por pequenos gra- nos de espinela verde. Entre los accesorios figuran el rutilo residual primario, en granos opaquizados que sirven parciaimente de nûcleo de las coro­ nas granatîferas posteriores, ilmenita, opacos, apatito y grSnu- los de zircôn con halos metamîcticos en las distintas fases fe- rromagnesianas (sobre todo en las masas pinnîticas)- 3.2.b. Aspectos petrogenéticos de las rocas coronîticas. El anSlisis quîmico de un tipo coronîtico con ortopiroxeno pseudomorfizado (asoc. minerai 2), por demâs, el tipo mâs fre­ cuente de esta litologîa, aparece expuesto en el Cuadro 6 . El carâcter marcadamente peralumînico de estas faciès (prôximas al 25% de AlgOg) es a primera vista, el aspecto quîmico mâs des- tacable de estas litologîas. Aunque geoquîmicamente son algo prô ximos a tipos de anortositas norîticas de plagioclasa andesina (HERZ, 1969), existen diferencias significativas en cuantoalcon tenido siempre mayor de CaO y menor de AlgO^, fundamentalmente, asî como relaciones inversas de NagO/KgO respecto de la roca co­ ronîtica (comparar rocas 1 y 2 del Cuadro 6). Estos valores en ôxidos se refleja en la apariciôn de sôlo el 36% de feldespatos normatives (Or+Ab+An) en la roca coronîtica. Presentan evidentemente, mayor afinidad geoquîmica con tÔrmi nos charnockîticos o granulîticos mâficos (Cuadro 6 , n^ 3), mu­ cho mâs subcâlcicos, magnêsicos, peralumînicos, y con relaciones 67 KgO/NagO)!, respecto de los tipos anortositico-norlticos ante- riormente expuestos (SIGHINOLFI et al. 1981). De hecho, la pre- sencia de ortopiroxeno relicto con relaciones FeO+MgO/AljO^ ma- yores de 10 (Fig, 33), y su asociaciôn a una paragênesis prima- ria residual con plagioclasa y rutilo (accesorio), concuerdan bien con un carâcter granulltico original de la roca (BIIATTA- CHARYYA, 1971). O op*, metamôrficos \ Op* igneos AI.O, Fig. 33.- Diferencias composicionales entre ortopiroxenos îgneos y metamôrficos segûn BHATTACHARYYA (1971). De cualguier forma tanto si représentas termines anortosî- ticos o noriticos, como mâs probablemente tipos granulîticos o charnockiticos bâsicos, que suelen asociarse geotectônicamente (RYDER, 1974? SIGHNOI.FI y GORGONI , 1975), no se despejan las du- das sobre su significado y apariciôn aislada dentro de una serie precâmbrica fundamentalmente paraderivada, o su afloramiento co­ mo consecuencia de pinzamiento tectônico de niveles inferiores a favor de las bandas de cizalla de Vegas - El Caloco. * Los ndmeros entre parêntesis se correspondes con los represén tados en el diagrams T-X(C02) la Fig. 108. III.- ORTOGNEISES CUARZOFELDESPATICOS 69 III.l.- Introducciôn y problemâtica de estas formaciones. Ocupando una extensiôn muy considerable de nuestra zona de estudio (Fig. 1), aparecen estos materiales cuarzofeldespâticos de grano grueso, a veces porfîdicos (gneises glandulares) o no (leucogneises), bien esquistosados, concordantes con el resto de series metamôrficas que aparecen incluîdas entre estos materiales. El carâcter ortoderivado de estas faciès no se aprecia con criterion cartogrâficos en parte por el grado de transposiciôn de los contactes, siempre netos con las series metasedimentarias de la S.F.H., paralelos a grandes rasgos a la esquistosidad meta­ môrfica regional. Si hubo contactes intrusivos en su memento no son ahora iden_ tificables tras, al menos, una orogenia hercînica con dos etapas de reconstrucciôn metamôrfica catazonales. De hecho, el aspecto lo calmente interestratificado de las faciès glandulares con los ti­ pos esquistosos fémicos (Fig. 34), y la intercalaciôn de un mismo tramo esquistoso, unas veces con tipos exclusivamente glandulares y otras con leucogneises tambiên (ejemplo de la banda Brieva - La Cuesta, de la Fig. 1), podrîan apuntar hacia hipôtesis distintas a la de intrusividad; p. ej. cambios de facies en una serie sedimen- taria compleja, o basamento glandular y leugneîsico sobre el que se sedimenta,indistintamente, tipos metapelîticos. La naturaleza ortoderivada de estas facies se observa funda- mentalmente combinando criterios de carâcter microestructural. Aunque ya hemos visto existen zonas complejas de gran heterogenei- dad litolôgica, estructural,y tambiên textural, no siempre refle- jas en la cartografîa (variaciones en el tamano de grano, densi- dad de glândulas o composiciôn de la matriz del gneis), es tam­ biên harto frecuente la apariciôn de extensas âreas, a veces de verdaderos macizos de roca glandular, poco variables texturalmen- te,(macizo de Basardilla de la Fig. 34). 70 / / I r »» t » $ n.oee mj » t ^ * j * ^ A p fo f r « n i lo t f u r (f i« tM t« ro i # m a €##$##* atort̂loffi l*WCO#m#:W# ( ««rbonal̂ tfoi O r ) s « n f ib a » t« t BASANOILLA LA MICUCAA FIG . 3 4 . - A specto * eoclogrôticos 4e los foc ies g londolore*. En seclores como el de Los Novo* de Lo Cuesto (s u p e rio r) oporecen como nivetes in lercolodos entre Irom os esquistosos y teucogneisicos. En el mocizo de B osordillo ( in fe r io r ) no existe to i helerogeneidod estru eto ro l. 71 En otros sectores de la Sierra se han cartografiado maci­ zos circunscritos de ortogneises, esta vez con diferencias textu­ rales notables, tal vez debidas a fenômenos de zonaciôn litolôgi­ ca (NAVIDAD y LOPEZ RAMOS, 1981). El estudio de los macizos glan­ dulares, a fin de caracterizar su probable criptozonaciôn o simple variabilidad petrolôgica, requiere mêtodos de trabajo semejantes a los de cuerpos granîticos, mesoscôpicamente homogêneos. Los gneises glandulares presentan exclusivamente megacrista- les heredados (premetamôrficos) de ortosa microclinizada, raras veces con caractères îgneos primaries (idiomorfismo, zonado,perti tizaciôn ...), que invalidan antiguas teorîas sobre el origen con- glomerâtico de estas faciès. Tambiên iremos estudiando los carac­ tères texturales de la matriz fundamental del gneis, que junto a la apariciôn dispersa de agregados y nidos poliminerales, microen claves varios, tanto de tipos autolîticos como xenolîticos, y el carâcter modal cuarzofeldespâtico primario, en contraste con los tipos metapelîticos de las bandas fêmicas, apuntan a caractères ortoderivados de estas formaciones, cada vez mâs indiscutibles. De cualguier manera, los problemas planteados por estos ti­ pos rocosos no finalizan al aclarar su significado ortoderivado, pues surgen numerosas precisiones al respecto. Asî existen plan- teadas dos grandes corrientes de pensamiento sobre el carâcter pe netrativo de estos gneises en las rocas de la Serie Fêmica Hetero- gênea, o su actuaciôn como basamento en la sedimentaciôn de las mismas. La hipôtesis de intrusividad concuerda bien con el hecho de apariciôn de enclaves xenolîticos siempre semejantes a los tipos metasedimentarios de las bandas fêmicas, que de manera "disconti­ nua" afloran entre los materiales cuarzofeldespâticos. De hecho, las intercalaciones mQtuas de los distintos ortogneises con los tramos paraderivados se explican bien con argumentes de momentos distintos de intrusividad de las distintas facies, sin tener que 72 recurrir a hipôtesis de zôcalo con sedimentaciôn de tipos pe.llti- cos y carbonatados confinados, en âreas extremadamente reducidas (y sin apariciôn de rocas detrîticas groseras, claramente discor­ dantes) , que ademâs suponen tipos litolôgicos idënticos a los que se encuentran enclavados en las faciès que actuarîan de basamento. La posibilidad de un emplazamiento efusivo de parte de es­ tos materiales, coetâneo a la sedimentaciôn precâmbrica de los ma teriales de la Serie Fêmica Heterogênea (gneises glandulares mâFi COS o hetererogéneos de NAVIDAD, y PEINADO, 1977? CAPOTE et al. 1977a; NAVIDAD, 1979), plantea graves problemas de interpretaciôn de esta supuesta serie metavolcânica calcoalcalina con ausencia generalizada de facies conglomerâticas y volcanoclâsticas, curio- samente definida con exclusividad en los corredores milonlticos de las regiones metamôrficas catazonales. Los problemas de intrusividad de estas facies en niveles ex­ clusivamente preordovicicoG, ya plegados (orogenia precâmbrica) o no, y consiguiente metamorfismo de contacte a escala regional (corneanas preherclnicas), no ha sido posible abordarlos, pues en ningùn caso (salvo tal vez, los microenclaves calcosilicatados y politicos, corneanizados), hemos podido observer criterios defini- torios en uno u otro sentido.Los materiales fundamentalmente pa­ raderivados de las bandas fêmicas en que intruirîan, no revelan una historia metamôrfica mâs antigua de las ya clâsicamente defi- nidas en la orogenia Hercînica (FUSTER et al., 1974). Finalmente existen partidarios de un origen intrusivo para algunos de los volûmenes importantes de faciès glandulares de la Sierra (WAARD, 1950; NAVIDAD y LOPEZ RAMOS, 1981; TORNOS y CASQUET, 1982) pero admitiendo una etapa magmâtica de alguna manera CONEC- TADA con la orogenia hercînica, siendo,segôn dichos autores, el perîodo interfâsico entre sus fases paroxismales el momento prin­ cipal de emplazamiento de dichos volOmenes. Aunque tal vez no sea ahora oportuno el discutir estos problemas, recordemos el carâcter 73 exclusivamente preordovîcico de las faciès glandulares, como ocu rre en los sectores mâs orientales de la Sierra donde el Ordovîci co llega incluso a descansar discordante sobre series semejantes (GONZALEZ LODEIRO, 1981; ARENAS et al. 1982), y la observaciôn del mismo esguema metamôrfico evolutivo (hercînico), en todas las metamorfitas de la regiôn de estudio. Resumiendo pues, gran parte de los problemas fundamentales de estas faciès son de ôrden cronoestratigfafico, ya que resolve- rîan cuestiones sobre edad de emplazamiento, probablemente expli- carîan su origen intrusivo o de zôcalo precâmbrico, y disolverîan las dudas sobre su carâcter preordovîcico,respecto de los partida­ rios de intrusiones intrahercînicas de facies semejantes. A este respecto, se han incluîdo una serie de muestras de ortogneises debidamente seleccionados (glandulares y leucogneises), para su dataciôn por mêtodos de Rb/Sr, en el Laboratorio de Geocronologîa del C.N.R.S. de la Universidad de Clermont Ferrand, y cuyos resul- tados aûn no han sido obtenidos a la hora de confeccionar este tra bajo. 74 III.2.- Ortogneises glandulares. 2.1.- Introducciôn a la clasificaciôn de faciès glandulares. Se han venido distinguiendo distintas facies de gneises glan dulares atendiendo a diverses factores, bien texturales (gneises micro, meso, macroglandulares), bien de naturaleza y composiciôn apreciable de la matriz (gneises glandulares fémicos, mâficos, sâlicos, mesôcratos, granlticos ... ), o bien a caractères mixtos petrolôgicos, estructurales y de yacimiento (gneises glandulares homogéneos y heterogêneos), aunque mâs frecuentemente recurriendo a toponimias geogrâficas (gneises glandulares de Abantos, Morcue- ra, Cincovillas, El Vellôn, El Reventôn ... ). Nosotros pensâmes en la existencia de un clan de ortogneises glandulares varios, intrusivos siempre en los niveles paraderiva­ dos de la Serie Fémica Heterogênea, a los que enclavan, preordovl- cicos, y que han sufrido toda la orogenia hercînica., a diferen­ cia de otros tipos magmâticos claramente intrahercînicos o tardi- hercînicos. Dentro de este clan glandular hemos distinguido una serie de facies en base a criterios de carâcter petrolôgico y siem pre hemos huîdo de terminologies geogrâficas que no expresan nada al lector desconocedor de la geologîa local, y de adjetivos de ca râcter inexpresivo o incuantificable, que impiden la clara dife- renciaciôn de unos têrminos de otros. Los grupos diferenciados son fundamentalmente très: - Ortogneises glandulares râonzonîticos Gg - Ortogneises glandulares subplagioclâsicos G^ - Ortogneises glandulares con fenocristales de cuarzo (y mica en parches). Aunque son de composiciôn subpla- gioclâsica, los considérâmes como grupo (tal vez Eubgru- po) aparté. El carâcter marcadamente cuarzofeldespâtico de estas rocas y su porfidismo son genêricos a todas las faciès glandulares por lo 75 que hemos atendido a criterios petrogrâficos para diferenciarlas en estos grupos, que a su vez podrîan subdividirse atendiendo p.ej. a criterios textoestructurales semejantes a los expuestos (tamano de glSndula, variabilidad en la distribuciôn y tamano de las mismas ... ). La diferencia entre los gneises monzonîticos y subplagioclâsicos se ha hecho atendiendo al Indice feldespâti- FELDS = Or X 100, segOn los criterios do BROUSSEOr+Plag (1981), expresados en la figura 35, donde a su vez se proyectan las rocas en el triângulo QAP de clasificaciôn "modal". 50-a tfüCORNCISES o GNEISES GIANWLARES 30- 90 ID70 8060 Fig. 35.- Clasificaciôn modal e Indice feldespâtico a partir de la norma (corregida para la bioti­ ta) , de los ortogneises cuarzofeldespâticos. Por otra parte, en la descripciôn detallada de los tipos glandulares utilizaremos como terminologla petrogrâfica una cla­ sificaciôn segân tamano de las poblaciones de cris taies, de for­ ma que hemos subdividido la roca en: 1) glândulas o megacrista- 76 les (cristales perfectamente independlzables del resto de la ma- sa rocosa por su gran tamano y automorfismo, siempre de dimen­ siones centimétricasj; 2) fenocristales (cristales discernibles de visu, de varios millmetros, que se corresponden con la matriz fundamental del gneis, tal como la describiô GUITARD en 1970, que luego detallaremos) ; y 3_) porfidoblastos metamôrficos y ma­ triz microcristalina de granulometrîa menor, que constituye el fondo de la poblaciôn bimodal de megacristaies y fenocristales, y que en lîneas générales corresponde a minérales recristaliza- dos o neoformados durante los eventos metamôrficos. De manera es quemâtica, la clasificaciôn de facies glandulares se resumirîa pues, asî: Megacristales Fenocristales (glândulas) (matriz fundamental) Matriz Monzonîticos Subplagioclâsicos Fenocristales Q Fk Fk Fk,Plag Plag,Fk Fk Q,Plag,Fk Con porfidismo seriado 0-Fk-Plag-Bi-Sill-Gte-Acc Sin cordierita Q-Plag-Fk-Bi-Cd ta-Si11-Gte-Acc Q-Plag-Fk-Bi-Cdta-Si11-Acc Sin Gte y mica en parches 77 2.2.- Ortogneises g 1 a ndulares monzonîticos y .subplagioclâsicos . Forman la prâctica totalidad de los gneises glandulares de la zona de estudio y en general résulta imposible su discrimina- ciôn cartogrâfica pues pasan insensiblemente de unos têrminos a otros y no ha sido nuestra intenciôn el estudio geoqulmico deta- llado de los macizos glandulares. Son tambiên los mâs ampliamente estudiados en otros sectores de la Sierra donde, curiosamente, han sido adjetivados con abundante frecuencia, toponimicamente, aunque a veces esta adjetivaciôn procéda de macizos particularmen te circunscritos (ortogneises de El Vellôn, NAVIDAD y LOPEZ RAMOS, 1981), o de tipos granulométricamente muy homogéneos (ortogneises de El Reventôn en Penalara, TORNOS y CASQUET, 1982). Otros tipos glandulares semejantes son los descritos en Abantos (PEINADO, 1973), Lozoya y Somosierra (BISCHOFF et al. 1973), Puerto de La Morcuera (FERNANDEZ CASALS, 1974), o incluso en otras âreas de distinto grado metamôrfico (BELLIDO et al. 1982). En nuestra zona de estudio han recibido denominaciones poco afortunadas de gneises homogéneos (NAVIDAD, 1979), o gneises glandulares sâlicos (RUBIO y VILLASECA, 1981) , fundamentalmente de carâcter monzonîtico. Reconocemos la existencia de una gran variedad de subfacies dentro de este grupo que, dependiendo del tamano de grano o de me gacristales, de la profusiôn y concentraciôn de los mismos, de la composiciôn modal o quîmica de la roca, o de caracterîsticas de yacimiento, a veces provocadas por el grado de deformaciôn de la misma (tipos milonlticos), no siempre han sido diferenciables car togrâficamente. Los ortogneises glandulares, independientemente de su compo­ siciôn feldespâtica, son têrminos biotîticos con silicatos de alu- minio en asociaciones minérales poco variables. En los têrminos monzonîticos êstas son: 1 - Q-Fk-Plag-Bi-Acc 2 - 0-Fk-Plag-Bi-Si11-Acc 78 3 - Q-Fk-Plag-Bi-Alm-Acc 4 - Q-Fk-Plag-Bi“Sill-Alm-Acc slendo los tipos subplagioclâsicos de composiciôn mâs fêmica: 5 - Q-Plag-Fk-Bi-Cdta-Acc 6 - Q-Plag-Fk-Bi-Cdta-Sill-Acc 7 - Q-Plag-Fk-Bi-Cdta-Sill-Alm-Acc e incluso tipos algo milonitizados, aledanos a las bandas de ci­ zalla : 8 - Q-Fk-Plag-Bi-Sill-Alm-Cdta-Acc 9 - Q-Plag-Fk-Bi-Sill-Alra-Cdta-Dist-Acc 10 - Q-Plag-Fk-Bi-Sill-Alm-Cdta-Dist-Sp-Acc Estos gneises glandulares se presentan de visu como rocas de carâcter blastoporfîdico, con megacristales de feldespato potâsico claramente diferenciables de la matriz granolepidoblâstica estruc- turada en diverse grado, de forma tal que a veces la esquistosidad que présenta es tan grosera que en lâmina petrogrâfica parece casi inexistente, mientras que en otros casos se puede hablar de distin tos grados de milonitizaciôn del gneis. Descripciôn petrogrâfica y aspectos texturales de los megacrista­ les, matriz fundamental y neoformada. Las glândulas son de dimensiones variables (de 1 a 12 cms.) y distribuciôn en general irregular en cualguier tipo gneîsico (Fig. 36). Estân compuestas por antiguos megacristales de feldes­ pato pôtâsico mâs o menos regenerados, transformados y/o deforma­ dos por los procesos metamôrficos. Cada glândula estâ ordinariamen te formada por un ônico gran feldespato (o individuos asociados por maclas sencillas), y sôlo en faciès milonîticas aparecen "glândulas policristalinas" formadas por fenômenos de granulariza- ciôn. Las glândulas varia de subidiomorfas a idiomorfas y no siem- 79 Fig.36.- Gneis glandular monzonîtico en el que resaltan algunas macroglândulas subredondeadas. Fig.38.- Restos de zonado en una glândula 80 pre tienen dispuesta la cara (010) segûn la direcciôn de la esquis tosidad, pudiendo existir diferencias angulares notables, visible en glândulas prismâticas de elevado idiomorfismo. Las glândulas de mayor tamano (8-12 cms.) suelen ser de tendencias isomëtricas (Fig. 36). Los anâlisis quîmicos existentes de feldespato potâsico en me gacristal (NAVIDAD, 1978), apuntan a tipos normatives intermedios entre ortosa-albita con alto contenido en calcio, particularmente apreciable en glândulas de gneises monzonîticos: Mol% Gg Sutjplagioclâsico Gĵ Monzonîtico Or 69.69 76.35 ; 52.88 51.36 Ab 1 27.38 18.57 ! 40.40 44.54 An 1 2.93 5.08 1 6.73 4.11 1 54238 54292 50054 50060Localidad El Caloco Revenga j Morcuera Soto Real Las glândulas de gneises presentan relaciones inferiores a la unidad de Rb/Sr y son mâs ricas en Ba y Zr respecto de los G^ (NAVIDAD op. cit.). La composiciôn a veces "sanidînica" de las glândulas hay que admitirla con réserva, teniendo en cuenta que estâ basada en anâ­ lisis globales de glândulas despegadas por erosiôn de la matriz rocosa. La existencia de fenômenos de pertitizaciôn, albitizaciôn y la variedad de inclusiones posibles nos restringe pues, la cre- dibilidad que el propio autor otorga a esos datos. PEINADO (1973), realiza el anâlisis quîmico de una glândula de gneis G^ y obtiene relaciones moleculares semejantes a las de ortosas o microclinas pertîticas: Or;76.7, Ab;21.2, An:2.1. Recien 81 fëmente APARICIO y GARCIA CACHO (1982), presentan anâlisis median te microsonda electrônica de feldespatos pqtâsicos de estas fa­ ciès (pero sin especificar si corresponden a glândulas o son fel­ despatos de la matriz), con relaciones moleculares de Or:Ab:An prôximas a las de ortosa-microclina poco pertîticas (83:16:1). Cristalogrâficamente los megacristales de feldespato potâsi­ co se presentan maclados segûn la ley de karlsbad y con 2V^ de 80-86“ que corresponden o a ortosas pseudomonoclînicas (pues las monoclînicas serîan de 2V^ menores de 44®, GUITARD, 1970) o bien autênticas microclinas. De hecho a veces puede observarse como la macla en enrejado, tîpica de la variedad feldespâtica tricllnica, se superpone a maclas simples precedentes. Uay sectores ôpticos homogéneos y sectores parciaimente en enrejado, sobre todo en la periferia de los cristales. Estas faciès con microclinizaciones évidentes son frecuentes en regiones de mayor deformaciôn, estira miento o fracturaciôn de los gneises cuarzofeldespâticos (SPRY, 1969). Los datos difractomêtricos de facies glandulares equivalen tes (TORNOS y CASQUET, 1982), corroboran que ambos minérales e in cluso verdaderas ortosas puedan estar estrechamente asociados. Las ortosas-microclinas aparecen en cristales en general poco pertiticos, en bandas; tal vez algunos microlitos incluîdos de plagioclasa representen pertitas en parche. Raramente se encuentran pseudoaureolas de tipo rapakivi (microglândulas de ortosa envueltas por corona de microcristales de oligoclasa y albita mirmequîtica), y parecen mâs bien debidas a procesos de granularizaciôn del mega- cristal (Fig- 37). Las glândulas presentan inclusiones de ademâs de plagioclasa, de cuarzo, biotita, apatito, circôn, turmalina o silicatos alumî­ nicos. De hecho,gracias a las inclusiones micâceas, que a veces se disponen concéntricamente, se reconoce el antiguo zonado complejo del megacristal (Fig. 38). 82 Orlosaptriitico 1 cm I m Ollgocloso coo inlerfosc mkmequfHco Molrli gronolepfdoblostico OUgocloso B Oligodoso mirmequfflco Orloso com perlilos en porches Fig. 37.- Pseudotextura rapakivi formada por corona de oligoclasa, parciaimente mirmequîtica, alre­ dedor de cristal xenomôrfico de ortosa pertî tica. Las glândulas siempre aparecen envueltas por micas que ro- dean incompletamente su periferia, separândolas de la mesostasia, y confiriendo el carâcter precinemâtico general de las mismas. Nunca se ha encontrado que la esquistosidad del gneis sea pénétra tiva en ellas o que guarden relictamente esquistosidades anterio­ res. Sin embargo, cuando el gneis es poco micâceo, los grandes feldespatos estân directamente en contacte con la matriz con la cual ellos pueden imbricarse. Bajo el término mesostasia o matriz fundamental de los gnei ses glandulares (GUITARD, 1970), se trata de expresar los fenocris taies que puedan ser recorocidos como primaries: generalmente fel despato potâsico, plagioclasa o cuarzo. El cuarzo sôlo es recono- cible como fase primaria en los gneises G ^ , en grandes cristales 83 Gon probables golfos de corrosiôn, apareciendo en estas otras fa cies como individuos reconstruidos en diverse grado. Asî tambiên, exclusivamente las ’’microglândulas" precinemâticas de ortosa per titica (a veces microclinizada), o de oligoclasa, forman parte de la matriz fundamental del gneis, siendo el resto de los fel­ despatos tipos inidentificables como intégrantes primaries de la roca. El cuarzo y estos feldespatos de grano menor, junto con los distintos silicates a lumînicos y f erromagnesianos , evidentemen te neoformados en los distintos procesos metamôrficos, dispuestos intersticialmente o rodeando en texturas precinemâticas las glân dulas y fenocristales distinguibles como primaries, definen la matriz metamôrfica o secundaria del gneis (GUITARD op.cit.). Los gneises presentan en general una clara textura reaccio nal con evoluciôn de blastesis équivalente a las ya definidas an teriormcnte en rocas pelîticas (Fig. 5). Los feldespatos de "tercera generaciôn" que forman la ma­ triz del gneis, definen un agregado granoblâstico panalotriomôr- fico. La plagioclasa es de composiciôn oligoclâsica: An^g (Fig. 39),,y aparecen individuos con tîpicos maclados polisintêticos segûn leyes de albita, karlsbad o albita-karIsbad. No siempre presentan zonado directo, seguraraente de origen metamôrfico (MOR TEANI y RAASE, 1974). Se puede hablar tambiên de plagioclasa de ûltima generaciôn al referirnos a la albita intergranular, no sô lo a borde de la oligoclasa (provocando su zonado), sino tambiên in tersticialmente entre granos de feldespato potâsico. Tambiên li- gadas a esta misma etapa metamôrfica serîa las abundante mirme- quitizaciones que aparecen a favor de las ortosas-microclinas de la matriz, claramente asociadas a procesos retromôrficos, con mos covita acompanante. 84 28 % An Fig. 39.“ Composiciôn de las plagioclasas de los gneises glandulares. La biotita es el ferromagnesiano tîpico de las bandas lepi- doblâsticas y constituye la mica fundamental, a veces la ûnica existante, salvo la subordinada moscovite que puede aparecer como fase metamôrfica tardîa. La biotita de estas facies es de composi- ciôn intermedia entre eastonitas ferromagnésicas y siderofilitas, con têrminos evidentemente mâs ferromagnesianos en los tipos glan dulares subplagioclâsicos (Figs. 8 y 9, a partir de datos del Cua dro 7). En general es un minerai astable salvo reabsorciones a opacos en el borde o transformaciones secundarias a clorita y mosco- vita, con exoluci6n acomparïante de opacos y originando caracterîs- ticas texturas sagenîticas de prismas aciculares de rutilo. Es frecuente la asociaciôn de sillimanita a estas bandas fusi- formes lepidoblâsticas de biotita. En general se observa un carâc- ter tardlo en la formaciôn de sillimanita, fibrosa generalmente, que se nuclea a favor de la mica pleocroica. La apariciôn de si­ llimanita microlîtica en cristales de plagioclasa se restringe, como es caracterîstico, a fSbricas muy deformadas prôximas a ban- 85 CUADRO.- 7 COMPOSICION QUIMICA DE FERROMAGNESIANOS DE GNEISES GLANDULARES. 1 2 3 4 5 6 7 8 SiO, 35.47 36. 37 36.47 37.01 35. 52 34.86 35.44 36.17 A 1203 19.19 18. 27 18. 47 19.81 18.75 18.78 18. 78 18.53 FeO 24 . 00 23.36 23.04 21.27 22.05 21.54 21. 14 20.20 MnO 0.16 0. 33 0. 33 0.28 0.35 0.25 0.27 0.28 MgO 5. 82 6.69 7. 36 6.34 6.64 6.45 6.56 7.62 ND 0.21 0.14 0.12 0.19 0.24 0 . 16 0.21 K^O 9. 39 9.93 9.92 7. 78 9.81 9.84 9.64 10.05 TiOj 2.61 2. 84 2. 87 3.55 3.22 3.42 3. 35 3,47 TOTAL 96.63 98. 00 98. 87 96.18 96. 53 95.39 95. 34 96.53 Si 5.43 5.50 5.45 5.54 5. 42 5. 39 5. 45 5.47 A1 3.47 3. 25 3.30 3.50 3. 38 3.42 3.40 3.31 Ti 0. 30 0. 32 0. 32 0.40 0. 37 0.40 0. 39 0.39 Fe 3.07 2.95 2 . 88 2.66 2. 81 2. 78 2. 72 2.56 Mn 0.02 0.04 0.04 0.04 0.05 0.03 0.04 0.04 Mg 1.33 1.51 1.64 1.41 1.51 1.48 1-50 1.72 Na - 0.06 0.04 0.03 0.06 0.07 0. 05 0.06 K 1.83 1.91 1.89 1.49 1.91 1.94 1. 89 1.94 1.- Biotita de gneis 5' (NAVIDAD, 1978). 2.- Biotita en matriz del gneis. 49.222. (TOFNOS y CASQUET, 1982). 3.- Biotita en glSndula del gneis. 49.222. (TDRNOS y CASQUET, 1982). 4.“ Biotita en matriz del gneis. 51-621. (TDFNOS y CASQUET, 1982). 5.- Biotita en glandula del gneis. 51.621. (TORJOS y CASQUET, 1982). 6.- Biotita en matriz del gneis. 51.953. (TDRJOS y CASQUET, 1982). 7.- Biotita en glândula del gneis. 51.953. (TDFNOS y CASQUET, 1982). 8.- Biotita en matriz del gneis. M-178. (TORNOS ÿ CASQUET, 1982). 86 CUADRO-- 7 (Cont.) COMPOSICION QUIMICA DE FERROMAGNESIANOS DE GNEISES GLANDULARES 9 10 11 12 13 14 15 16 SlOj 35.96 36. 38 35.73 33.25 35.36 34.50 36.40 35. 40 Al 0 18.04 19. 55 20.53 19.13 18.28 20. 12 19.82 20.79 - - - - - - 0.40 1.93 FeO 20.15 20.06 20.01 23.05 20.95 23.66 18.35 17.41 MnO 0.25 0.25 0,42 0.11 0.19 0. 33 0.29 0.24 MgO 7.16 8.23 8.25 6 . 32 7.82 4.88 8 . 80 8. 38 CaO - - - - - - 0.23 0.05 NagO 0.19 0 . 16 0.05 - - - 0.80 0.64 KgO 10.03 9. 77 9.82 9.60 9.12 9.64 8.08 8 .36 TiO 4.10 2.77 2. 34 2.51 3.07 2-07 3.00 3.39 - - - - - - 0.22 - HjO - - - - - - 2.91 3.16 TOTAL 95. 88 97. 17 97.15 93.97 94.79 95. 20 99.30 99.75 Si 5.48 5.44 5. 35 5.30 5.44 5. 37 5.53 5. 36 Al 3.24 3. 45 3.62 3.57 3.33 3. 70 3.55 3.71 Ti 0.47 0. 31 0 . 26 0. 30 0. 36 0.24 0. 34 0.39 Fe 2.57 2.51 2.50 3.05 2. 70 3. 09 2.38 2.42 Mn 0.03 0.03 0.05 0.01 0.02 0.04 0.04 0.03 Mg 1.63 1. 83 1. 84 1.49 1.80 1. 14 1.99 1.89 Na 0.06 0.05 0.01 - - - 0.24 0.19 K 1.95 1. 86 1. 87 1.94 1. 79 1.92 1.57 1.61 9.- Biotita en glândula del gneis. M-178. (TDRJOS Y CASQUETT, 1982). 10.- Biotita en matriz del gneis. M-173. (TORHOS Y CASQUET, 1982). 11.- Biotita en glândula del gneis M-173. (TOFNOS Y CASQUET, 1982). 12.- Biotita del gneis. 4.142. (LOPEZ RüIZ, et al., 1975). 13.- Biotita del gneis. 5.276. (LOPEZ RÜIZ, et al., 1975). 14.- Biotita del gneis. 39.832. (LOPEZ RUIZ, et al., 1975). 15.- Biotita del gneis. 60.340. Anedista: C. Villaseca. 16.- Biotita del gneis- 62.978. Analista: C. Villaseca. 87 CUADRO.- 7 (Cont.) COMPOSICION QUIMICA DE FERROMAGNESIANOS DE GNEISES GLANDULARES 17 18 19 20 SiO^ 34. 30 36.93 37.02 37. 87 A1 O 19. 82 20.00 20.90 21.94 1 .96 - - - FeO 19. 57 36.07 33.87 36.21 MnO 0 .24 5.45 5.43 1.86 MgO 8.18 2.22 1.20 3.98 CaO 0 .36 0. 76 1.00 0.73 Na„0 0 .86 - - - K,0 6 .93 - - - TiO, 4. 10 - - - 0 .23 - - - HgO 3. 58 - - - TOTAL 100.13 101.43 99.42 102.59 Si 5. 18 5.98 6.05 5.94 A1 3. 53 3. 82 4.03 4.06 Ti 0 .47 - - - Fe 2.68 4. 89 4.63 4. 75 Mn 0 .03 0.74 0.75 0.25 Mg 1.84 0.54 0.29 0.93 Ca 0.13 0 . 18 0 . 12 Na 0 .25 - - - K 1 .34 - - - Aim 77.60 79.20 78.51 Gros 2.10 3.00 1.98 Pir 8.50 5.00 15. 37 Esp 11.80 12. 80 4 .13 17.- Biotita del gneis. 62.979. Analista: C. Villaseca 18.- Granate del gneis. 5.276. (LOPEZ RUIZ, et al. 1975) 19.- Granate del gneis. 39.832. (LOPEZ RUIZ, et al. 1975) 20.- Granate de venillas leuco. 73.834. Analista: C. Villaseca y c. Casquet 88 das de cizalla. El granate es xenoblâstico y con indudable carâcter metaesta— ble. Es de composiciôn altnandînica (Cuadro 7J , pero mâs rico en Mn y pobre en Ca y Mg que los granates de esquistos metapelltlcos (Fig. 7). Este almandino siempre aparece aureolado por material micâceo, o mas raramente por agregados biotitico-sillimanîticos, que podrîan responder a reacciones del tipo (YARDLEY, 1977J: Aim + Ms = Bi + Sill + Q En las faciès de composiciôn mâs fêmica (tipos 5 al lOJ, el granate da aureolas cordierîtico-pinnîticas mâs complejas, seme- jantes a las ya descritas en tipos metapelîticos. Entre los accesorios asiduos figuran apatito y circôn, a ve- ces idiomorfos, asi como turmalina y algunos opacos dispersos- 89 2.3.- Ortogneises glandulares con fenocristales de cuarzo» Aparecen siempre en cuerpos de pequena dimensiôn (decenas de metros) que lateralmente pasan de manera insensible a tipos sub- plagioclâsico-monzonîticos- S6 lo ban sido encontrados en la zona de Las Navas de la Cuesta aunque facies semejantes son descritas como "gneises glandulares biotltico-porfIdicos" en el macizo de El Vell6n (NAVIDAD y LOPEZ RAMOS, 1981). Lo distintivo de estas facies es la presencia de fenocrista- les milimêtricos de cuarzo, a veces de tonalidades subviolâceas, y mica biotîtica en glomêrulos o parches que destacan de la ma­ triz cuarzofeldespâtica de grano menor (Fig. 40). Son tipos glan­ dulares relativamente parecidos a las faciès de grano grueso del "olio de sapo" del Hercînico noroccidental (PARGA PONDAL et al. 1964) , diferenciândose de las mismas no sôlo por las caracteristi- cas de yacimiento (ausencia de faciès de grano fino y de interca- laciones con tipos metasedimentarios), sino tambiên por rasgos pe- trogrâficos distintivos: carencia de matriz criptocristalina, de agregados micâceos y cuarzobiotîticos, de megacristaies y rods de cuarzo, de cuarzos azulados, ..., asî como diferencias texturales y mineralôgicas inherentes al distinto grado metamôrfico sufrido por la roca. Es caracterîstico de estas facies la relativa profusiôn de mi­ croenclaves de naturaleza microgranuda, claramente comagmâticos con el ortogneis, con texturas subdiabâsicas residuales primarias, y mâs raramente de otros tipos de carâcter surmicâceo y tal vez es- quistoso. Petrogrâficamente son rocas compuestas de: Q-Plag-Fk-Bi-Sill-Cdta-Acc con turmalina, apatito y circôn como tîpicos accesorios, y clorita, sericita y pinnita secundarios. 90 Fig.40.- Gneis glandular con fenocristales de cuarzo. Obsêrvese la tipica disposiciôn en motas de los ferromagnesianos y la apariciôn esporâdica de pequenos enclaves micro- granudos. mm Fig.41.- Fenocristal de plagioclasa con probables exoluciones reticulares de sillimanita. Gneis glandular con feno cristales de cuarzo. 60130 NP x 10. 91 La textura de la roca es porfidogranoblâstica, en general po­ bre en minérales lepidoblâsticos, y con fenocristales tanto de cuarzo como dé plagioclasa u ortosa. Todos los fenocristales apa­ recen con tlpicas texturas en mortero y bordes suturados. Es fre— cuente que los fenocristales de cuarzo, muy granularizados y de extinciôn ondulante, aparezcan con bordes muy lobulados, a veces como a manera de "golfos" o meras dislocaciones rellenas por la ma­ triz . Los fenocristaies de oligoclasa son tambiên muy caracterlst^ COS. Bien son cristales maclados ûnicos (con leyes de albita-karls bad constantes), o bien son agregados en sinneusis de varios indi- viduos, que presentan de manera generalizada "inclusiones” poiqui- lîticas dispuestas orientadamente segûn dos o mâs direcciones cri£ talogrâficas, de sillimanita, biotita y accesorios, en microlitos idiomorfos (Figs. 41 y 423. La existencia de lamelas orientadas en fenocristales ha sido interpretada como criterio del carâcter îg- neo primario del fenocristal. NAVIDAD (1975) cita en otras facies glandulares con fenocristales îgneos la presencia de lamelas orien tadas de moscovite, en sectores de grado roedio metamôrfico. Otra posibilidad para explicar la gênesis de estas "inclusiones reticu­ lares" en la plagioclasa séria admitiendo un origen por segrega- ciôn y reajuste estructural y composicional de una plagioclasa a_l go mâs anortîtica (mâs aluminica pues), en los sucesivos eventos metamôrficos; hipôtesis êsta que serâ desarrollada posteriormente, pues es frecuente en todos los tipos porfIdicos milonitizados, la apariciôn de lamelas de distintos minérales a favor de pianos de cataclasis del megacristal o fenocristal feldespâtico. Las glândulas de ortosa aparecen tambiên granularizadas, agrie tadas y con bordes de textura en mortero. Son cristales con maclado binario sencillo, segOn leyes de karlsbad, a veces pertitizados en bandas, y que accesoriamente pueden contener plagioclasa mirmequî- tica. En la matriz aparece biotita lepidoblâstica muy dispersa, des 92 Fig.42.- Details de la figura anterior. NP x 63 pig. 43.- Enclaves en ortogneis glandular. El enclave mayor corresponde a un gneis de grano fino M 2 , mientras que el microenclave Superior es un tipo mesôcrato M]^. 93 flecada, y con la apariciôn de glomeroblastos de cordierita sira- plectltica con cuarzo, que blindan sillimanita, biotita y turma­ lina verde idiomorfa, en agregados radiados a veces, que son los que contribuyen al aspecto "moteado" de los mâficos del gneis. 94 2.4.- Elementos textoestructurales de las facies glandulares. 2.4.a.- Enclaves. La existencia de enclaves en las facies glandulares de la Sierra de Guadarrama ha sido reconocida por numerosos autores des de dêcadas anteriores (WAARD, 1950; BISCHOFF et al. 1973; CAPOTE y FERNANDEZ CASALS, 1975; NAVIDAD, 1979; RUBIO y VILLASECA, 1981; NAVIDAD y LOPEZ RAMOS, 1981). En general se ha venido citando, ex­ clus ivamente, • la apariciôn de diverses tipos de microenclaves, lo cales y esporSdicos, sin llegar ninguno de los autores citados a una descripciôn petrogrâfica précisa o sistemâtica, y clasifica- ciôn genêtica de los roismos, salvo excepciones (NAVIDAD y LOPEZ RAMOS, 1981), donde se reconoce y describe enclaves mesôcratos y tipos xenolîticos. En los ortogneises glandulares se pueden reconocer très gran­ des grupos de microenclaves : - Enclaves mesôcratos finamente granoblâsticos, microgra- nulares. Mg - Enclaves biotîticos y de otras rocas metamôrficas, xeno lîticos. Mg - Enclaves calcosilicatados, zonados. Los enclaves suelen ser cuerpos de dimensiones centimétricas (los tipos xenolîticos son de dimensiones mêtricas, los mayores), elongados y concordantes (fusiformes), a la foliaciÔn del gneis (Figs. 43 y 44). Sôlo los microenclaves del tercer tipo (Mg) pre­ sentan bordes y/o bandas de reacciôn frecuentes, que les confie- ren un caracterîstico aspecto zonado. Los microenclaves M^ pueden presenter esporâdicamente una estrecha aureola biotîtica alrededor del mismo. Aparecen,en general, de forma dispersa en los macizos glandu lares sin que podamos préciser si existe acumulaciôn o no de los 95 Fig-44.- Enclave xenolîtico en gneis glandular Fig.45.- Enclave microgranudo con textura intergra nular de aspecto dolerltico. 73444 NP x 10 96 mismos en sectores particulares, aunque es frecuente que alrede­ dor de un afloramiento con enclaves (indiscriminadamente de tipos Mg, Mg y Mg, asociados) el muestreo detallado nos revele la rela­ tiva abundancia de ellos en los alrededores, que de otra forma po drfan pasarnos desapercibidos. Salvo en gneises Gg donde enclaves calcosilicatados (Mg) y tipos xenolîticos de dimensiones decimêtricas (Mg) no se ban apre- ciado, en las otras facies glandulares (e incluso en sectores de milonitizaciôn), se reconoce los distintos tipos de inclusiones que a continuaciôn detallamos. Mg- Enclaves mesôcratos microgranulares. Probablemente sean los mâs frecuentes en los ortogneises. Aparecen como cuerpos aislados fusiformes o subredondeados, de to­ nalidades oscuras y dimensiones generalmente centimétricas. Siem- pres son tipos granoblâsticos de grano fino que localmente presen­ tan carâcter porfIdico (fenocristales de plagioclasa) o bien tex­ turas de tipos pseudodiabâsicos con biotita. Presentan una estruc- turaciÔn interna concordante con la foliaciÔn del gneis, aunque puede haber enclaves mal estructurados. Nunca llegan a formar en- jambres o arrosaramientos aunque definan zonas de relativa abundan cia de los mismos. Petrogrâficamente pueden distinguirse dos subtipos: 1) Plagioclasitas de cuarzo y biotita - De composiciôn cuarzo - diorltica se presentan con gran variedad textural. Pueden apa recer como agregados equigranulares de cuarzo - plagioclasa, con lamelas cortas de biotita, o definiendo una cierta textu­ ra glomerofIdica de plagioclasa hipidiomorfa de zonado direc- to (de andesina An^g a oligoclasa en el borde AUgg), con cris tales algo menores de cuarzo y agregados lenticulares de bio­ tita . 97 Fig.46.- Enclave microgranular, semejante al anterior, con grandes apatitos .idiomorfos que presentan inclu­ siones. 74679 NP X 25. Fig.47.- Enclave xenolîtico algo disarmônico respecte al gneis glandular que lo incluye. 98 Otras veces son tipos microdiabSsicos, sobre todo en las zo nas del nCcleo del enclave, con biotita acicular y plagio­ clasa mirmequîtica totalmente neoformada (Fig. 45). Aparece apatito idiomorfo, tîpicamente acicular, a veces en cristales huecos e incluso con inclusiones (fluidas?) fre cuentes (Fig. 46), circôn idiomorfo, y granos opacos abundan tes, como accesorios tîpicos. 2) Plagioclasitas biotîticas con feldespato potSsico en propor- ciones variables - Son tipos de textura microdiabâsica, con algûn aureolado cuarzo-plagioclâsico o biotitico de interfa- secon el gneis, frecuentes en los ortogneises con fenocris­ tales de cuarzo (Gg), que presentan silicatos alumînico-mag- nêsicos. Su composiciôn modal es: Plag-Bi-Q-Fk-Sill-(Cdta)-Acc Curiosamente la oligoclasa, en cristales alotriomorfos de ma­ yor tamano, présenta texturas reticulares de sillimanita (y biotita), idênticas a las del gneis que los engloba (Gg). La sillimanita aparece tambiên incluîda muy parcialmente en feldespato potâsico y en la esporâdica cordierita del micro­ enclave, que curiosamente tiende a ser mâs abundante en las zonas limîtrofes del mismo. Los cristales de biotita definen a veces microscôpicamente, una grosera textura diabâsica. Aparecen apatito, circôn y turmalina accesorios. Este grupo de enclaves deben corresponder a tipos microgranula res co^enêticos al ortogneis (autolitos), con el que se deforman y metamôrfizan. Mg- Enclaves biotîticos y de otras rocas metamôrficas, xenolîticos. 1) Enclaves biotîticos de aspecto micacîtico - Son los microen­ claves de dimensiones mâs pequenas, pues nunca sobrepasan los 20 cms. Sus composiciones varîan poco de: 99 Di-Sill-Q-Plag-Cdta-Acc Petrogrâficamente son rocas esquistosas microcristalinas con biotita lepidoblâstica dominante, que lleva sillimanita prismâtica asociada, y entre las que aparecen intercaladas proporciones variables de cuarzo y plagioclasa granoblâsti­ cos, con cordierita subordinada. Opacos y circôn con halos en las fases ferromagnesianas, son accesorios asiduos. Son tan exageradamente biotîticos que podrîan equivaler a veces, a tipos surmicâceos mâs que a micacitas, inexisten tes en âreas prôximas. 2) Enclaves microgranulares cuarzofeldespâticos con silicatos alumînicos - Aunque de visu estos enclaves son semejantes a los tipos M g , su composiciôn mâs alumînica y el carâcter "corneânico" hace pensar en la posibilidad de un origen xeno lîtico de los mismos. Presentan asociaciones minérales del tipo: Q-Fk-Plag-Bi-Sill-Cdta-Gte-Acc El granate suele ser accesorio, de carâcter relîctico. La apariciôn de sillimanita prismâtica creciendo epitaxialmente con biotita, englobadas en cordierita poiquilitica, confiere una microtextura de carâcter nodular al enclave, que junto con la composiciôn modal del mismo, los hace muy semejantes a los tipos metapelîticos moteados de las bandas fêmicas. 3) Enclaves de otras rocas metamôrficas - Son los enclaves que pueden alcanzar dimensiones mayores, y corresponden a tipos litolôgicos deformados conjuntamente al gneis, pero en los que a veces se aprecia una cierta disarmonîa con la estruc- tura del ortogneis que los enclava (Fig. 47). Los enclaves xenolîticos mâs abundantes corresponden a 100 gneises de grano fino poco o nada porfIdicos, contrastados texturaIjnente con el ortogneis monzonîfico-subplagioclâsico de grano basto que los incluye (Fig. 43). Son frecuentes en el macizo de Basardilla donde presentan asociaciones mi nerales del tipo: Q-Fk-Plaq-Bi-Cdta-sill-Alm-Dis-Acc idênticas a las presentadas en esas zonas por el o.çtoqn.eis con microlitos dispersosde distena en plagio­ clasa neoformada, que sufren pues, la misma historia meta­ môrf ica , A veces se encuentran microenclaves de rocas cuarzoanfi- bollticas, mâs basicos,como ocurre en los tipos subplagio­ clâsicos milonitizados en las bandas de cizalla de Segovia. Aparecen como rocas nodulares compuestas de: Q-Plag-Gte-Clpx-Anf-Acc La matriz es de grano fino, masiva, formada por un agre gado granoblâstico de cuarzo y labradorita (An^^), a veces simplectîtica, donde resaltan a modo de manchas, los agrega dos granoblâsticos de clinopiroxeno y granate, parcialmen­ te transforroados en aureolas de carâcter dactilîtico de an- fibol y plagioclasa. Los datos geoqulmicos del clinopiro­ xeno y el granate esquelêtico, aparecen especificados en elCuadro 3 anterior, junto con otros datos de paranfiboli- tas. Accesoriamente aparecen esfena, circôn, rutilo e lime nita esquelëtica, parcialmente transformada en esfena. Mg- Enclaves calcosilicatados, zonados. Aunque son frecuentes los enclaves calcosilicatados de ori­ gen xenolîtico , los incluîremos en grupo aparté debido al carâc­ ter original de los mismos, como consecuencia de procesos metasoml- ticos a pequena escala entre el ortogneis y el enclave original. 101 de composiciôn carbonatada, que originan un peculiar zonado vis^ ble, a veces algo complejo (Fig. 48). Sôlo aparecen en gneises Gg y Gg sin fenocristales de cuarzo. Aunque a veces no presentan desarrollado completamente el carS— ter zonal del enclave, pueden faltar zonas o presentarse de modo asiniêtrico,- se reconocen de visu cuatro zonas de diferente natu­ raleza y tonalidad dentro del enclave, todas ellas bien esquisto- sadas (Fig. 49). 1) Nôcleo beige - anaranjado - Corresponde a las faciès equi- granoblSsticas de granate y cuarzo, con clinopiroxeno y pla­ gioclasa accesorios. El granate a veces aparece esquelêtico definiendo texturas en nido de abeja alrededor de la matriz leucocrStica, pudiendo estar parcialmente biotizado o clori- tizado. Hay circôn, esfena, epidota y opacos, accesorios. 2) Zona verde pâlida interna- Corresponde petrogrâficamente a zonas ricas en clinopiroxeno diopsîdico, con cuarzo, labra­ dorita y esfena, y alguna epidota o actinolita, secundarias. En esta zona abundan bandas monominerales de clinopiroxeno de mayor tamano, que dan heterogeneidad a la misma. 3) Zona intermedia oscura - Corresponde a una banda anfibolî- tica con clinopiroxeno accesorio y cuarzo y plagioclasa leu cocratos. Hay esfena, circôn, epidota y opacos accesorios. El clinoanfIbol,de tonos verdosos pâlidos a pardo pleocroi- -cos, parece corresponder a têrminos intermedios hornblenda- -actinolita1 4) Zona biotîtica externa - De composiciôn pelîtica, con cuar­ zo, oligoclasa, biotita y alguna banda granatîfera interme­ dia, nunca adyacente al contacte con el ortogneis, es la zo na mâs externa del enclave, que microscôpicamente se imbrica con la mesostasia del gneis. Aquî abundan apatito, circôn y pocas esfenas, accesorios. * 102 Fig.48.- Enclave calcosilicatado.zonado. Pig.50.- Granates con halos y en venas leuco- crâticas. 103 11 cVD It•H TJp uT! C)C' c:Jt d) (Ü ■r-l>c*.ri Idc a) o Xj M (d IdG Td; .AjiT.- M.i- crodiorlta anfibolltizada; Pe^ Peqimtiha. Ill 1 - Q-Plag-Bi-Alm-Acc 2 - Q-Plag-Fk-Bi-Alm-Acc 3 - Q-Fk-Plag-Bi-Sill-Alin-Acc Con asociaciones minérales muy semejantes a las de los gnei- ses, con almandino xenoblâstico, mâs o menos metaestable, trans- formado en biotita que a veces lleva asociada silliraanita. El cir c6n, apatito, ilmenita y turmalina son los accesorios frecuentes. El anSlisis quimico de una de estas bandas fêtnicas porfîdi- cas (Cuadro 9 n®' 21), sin silicatos alumînicos (parag. 1), nos muestra una roca pobre en corindôn normative (menos del 3%), con Na molecular dominante sobre K (aunque en percentage en peso se invierta la relaciôn), que claramente se proyectarîa en campos de or tor roca utilizando diagramas Al/3-Na y A1/3-K de DE LA ROCHE (1968). Tienen concentraciones algo elevadas de Ba y Zr, y rela- ciones prôximas a la unidad de Rb/Sr. Hemos dejado deliberadamente para el final algunas microban das mesôcratas de car^cter microgranular que aparecen en los orto gneises glandulares con escasa continuidad lateral (Fig. 58), y que por su convergencia morfolôgica con los tipos aquî estudiados, las hemos incluîdo en este apartado, aunque tambiên puedan repré­ senter tipos xenollticos muy elongados. 112 Fig.58.- Bandita mesôcrata elongada con el gneis. i Fig.59.- Leucogneis algo microglandular con venulillas fêmicas anastomosadas. 113 III.3.- Leucogneises. Este grupo litolôgico cuarzofeldespâtico ha sido poco estu- diado en comparaciôn a la problemâtica mâs espectacular de los t_i pos porfîdicos (gneises glandulares), con los que aparecen estre- chamente asociados, asî como también por ocupar extensiones mâs reducidas que s6lo en estas âreas centrales de estudio, poco co- nocidas anteriormente, adquieren dimensiones comparables con aque lias facies. Han recibido una gran variedad de denominaciones segûn los distintos investigadores que ban trabajado sobre el metamorfismo de la Sierra de guadarrama. Inicialmente catalogados como leptini tas por HEIM en 1952 (incluso las facies que êl describiô como flasergneises de Manjirôn y Cincovillas, fueron posteriormente reinterpretadas como leucogneises por BISCHOFF et al. en 1973), ban recibido diverses denominaciones como: gneises bandeados (NA- VIDAD, 1979), gneises bandeados migmatlticos (FERNANDEZ CASALS, 1974) , gneises porfiroides finos (CAPOTE y FERNANDEZ CASALS, 1975), o gneises porfiroides sâlicos (VILLASECA, 1978). Actualmente se acepta la terminologie que BISCHOFF et al. (1973) asignô de leuco gneis a estas faciès: NAVIDAD y LOPEZ RAMOS (1981), BELLIDO et al. (1982) , incluso tendiendo a clasificarlos segûn la geometrîa o mo do de yacimiento de los mismos, inicialmente desarrollada por BIS CHOFF et al. (op.cit.). Los leucogneises presentan caractères cartogrâficos y textu raies contrastados con los tipos glandulares. Hemos visto que se presentan como cuerpos menores incluîdos concordantemente en las otras faciès: como bolsadas, venas y nivelillos leucocrâticos que raramente pinzan o incluyen al gneis glandular. Otras veces los leucogneises se presentan en grandes exten­ siones cuya cartografla, salvo en sus zonas internas, résulta del ligero predominio de un tipo cuarzofeldespâtico sobre el otro, ba- bida cuenta del carâcter imbricado y transicional que puede exis- 114 tir entre ambos conjuntos (Fig. 59). Los macizos leucognelsicos suelen ser pobres en elementos textoestructurales comparados con los glandulares. Son extranos los enclaves, que no aparecen en las facies de la regiôn estudiada (ARENAS et al. 1982, citan algûn ti­ po autolltico en tipos semejantes del sector mâs oriental de la Sierra), asî como los materiales tabulares y bandas litol6gicas contrastadas. Puede existir alguna vênula de inyecciôn, y tal vez de segregaciôn, en zonas prôximas a los corredores filonîticos y milonîticos (Fig. 59). Por el contrario, si son muy abondantes en sectores de dimensiones kilomêtricas, como ocurre en el macizo de El Caloco, variedades de leucogneises ricos en agregados polimine- rales, que serân descritos en detalle con posterioridad. Los leucogneises se caracterizan por la ausencia generaliza- da de megacristales de ortosa-microclina, que aparecen a veces de manera muy dispersa en estas facies, y que normalmente suelen ser de tamano microglandular (no se encuentran macroglândulas superio- res a los 8 cms.). El leucogneis aparece entonces como roca cuarzo- feldespâtica no porfîdica, de carâcter granoplanar definido por su matriz granoblâstica de grano generalmente grueso (ya sabemos de variedades de grano fino metafilonianas, que tambiên son frecuen­ tes en sectores de los macizos leucognelsicos). Son rocas muy leu côcratas, mucho mâs empobrecidas en mica, dispuesta en escasos agregados lepidoblâsticos que definen una lineaciên mineralôgica a veces muy patente, y con cordierita ausente, de tendencies tan âcidas como para justificar su nombre. Los leucogneises presentan las asociaciones minérales mi- guientes: 1 - Q-Fk-Plag-Bi-Acc 2 - Q-Fk-Plag-Bi-Sill-Acc 3 - Q-Fk-Plag-Bi-Alm-Acc 4 - Q-Fk-Plag-Bi-Sill-Alm-Acc y tipos anfibollticos en facies de extensiôn muy reducida dentro de los cuerpos leucognelsicos (no siempre diferenciables de visu): 115 5 - Q-Fk-Plag-Act-Esf-Acc A veces se ha mencionado y clasificado a estos gneises como rocas de dos micas (BELLIDO et al. 1982? FOSTER et al. 1982a), y lo cierto es que la moscovita aparece accesoriamente en estas re giones catazonales, como minerai de blastesis tardia ligada fundamentalmente a procesos de reabsorciôn retrôgrados, tanto de feldespatos como de silicatos alumînicos o biotita, al igual que sucedia en las faciès glandulares. En regiones de menor intensi- dad metamôrfica, la existencia o no de moscovita primaria, pueden definirlos mejor respecto de las faciès glandulares (BISCHOFF et al. 1973; NAVIDAD y LOPEZ RAMOS, 1981? NAVIDAD y PEINADO, 1982). 3.1.- Descripciôn petrogrâfica. El feldespato potâsico es fundamentalmente microcllnico mientras que la plagioclasa es de composiciôn mâs Scida que en los tipos glandulares (An^^_^g), pudiendo presenter texturas de carâcter mirmequltico (con cuarzo en gotas), abundantemente. La biotita del leucogneis es un término intermedio entre ferroeastonita y siderofilita, con tendencia acusada hacia los término siderofilîticos respecto de las micas de los gneises glan dulares (Cuadro 8 y Figs. 8 y 9). Los altos contenidos en Mn, Fe y Al, Rb, Cs y Zr? y bajos en Mg, Ti, Ba, Sr, Cr y V, los diferen cian de biotitas de aquellos gneises. El granate de los leucogneises se présenta, en general, me­ taestable transformândose a materiales micâceos, generalmente bio­ tita (y cloritas), que pueden ir acompanados de sillimanita fibro lltica subordinada, y que responden a reacciones équivalentes a las ya descritas en ortogneises glandulares. El granate es de la serie almandino-espesartina (Alm^g^g Espg_^^), fundamentalmente de composiciôn almandinica (Fig. 7), siendo los têrminos mâs po­ bres en molêculas de piropo de todos los tipos litolôgicos estu­ diados (Cuadro 8) . 116 CUADRO.- 8 COMPOSICION QUIMICA DE FERROMAGNESIANOS DE LEUCOGNEISES 1 2 3 4 5 6 7 8 S102 34.31 33. 31 37.30 36.26 34.00 34.46 32. 58 34.13 A1203 18.45 23.33 20.79 22.98 21.64 20.29 21.41 20.84 FeO 25.65 27.00 21. 32 24.76 28. 65 25.08 29.92 26.44 MnO 0.66 0.47 0.26 0.23 0.33 0. 19 0.43 0.42 MgO 4.33 2.33 6.85 2. 32 1.67 3.59 2.46 2.91 CaO 0.03 0.15 0.05 0.07 - 0.13 0.04 0.03 NagO 0.17 - 0.59 0.10 0.05 0.08 0.08 0. 13 KgO 9.87 8.23 6.93 10.00 9.46 9.79 8. 31 9.95 TiOg 2 . 80 0.98 2.14 0.14 0.06 1.89 0. 36 2. 15 TOTAL 96.27 96.08 96.42 96.87 95.86 95.50 95.59 97-00 SI 5. 38 5.19 5.52 5.53 5. 38 5.39 5.43 5.30 A1 3.41 4.29 3.63 4.13 4.03 3. 74 3.89 3.82 Tl 0. 33 0.11 0. 24 0.02 0.01 0.22 0.04 0.25 Fe 3. 36 3.52 2.83 3.16 3.79 3.28 3.85 3.43 Mn 0.09 0.06 0.03 0.03 0.04 0.03 0.06 0.06 Mg 1.01 0.54 1.51 0.53 0. 39 0.84 0.56 0 . 67 Na 0.05 - 0.17 0.03 0.02 0.02 0.02 0.04 K 1.97 1.64 1. 31 1.95 1.91 1.95 1.63 1.97 1.- Biotita del Leuoogneis 68.542. (TORIOS Y CASQUET, 1982) 2.- Biotita del Leuoogneis 68.551. (TOWOS Y CASQUET, 1982) 3.- Biotita del Leuoogneis 62.981. Artalista: C. Villaseca. 4 - Biotita del Leuoogneis 67.846. Anallsta: M. Navidad. 5.- Biotita a borde de granate del leuoogneis 66.166. Anallsta: M. Navidad. 6.- Biotita del Leuoogneis 66.166. Anadlsta: M. Navidad. 7.- Biotita del Leuoogneis 67.544. Analista: M. Navidad. 8w- Biotita del Leuoogneis 69.750. Analista: M. Navidad. 117 CUADRO.- '8 (Cont.) COMPOSICION QUIMICA DE FERROMAGNESIANOS DE LEUCOGNEISES 9 10 11 12 13 14 15 SIO^ 36.02 37.50 37.73 37. 28 37. 00 46. 80 52.47 A 1203 20.86 21.58 21.72 21.51 21.59 34 . 86 2.21 FeO 39.39 35.53 39.28 38.73 34.15 3.00 20.01 MnO 2.80 6.62 2.15 2. 35 6.97 0.09 0. 33 MgO 0.97 0.48 0.73 0.89 0.58 0. 87 10.80 CaO 0.79 0.68 0.89 0.58 0. 39 - 13.40 Na 0 0.06 - 0.01 0.02 0.02 0.51 0.48 0.03 0. 02 - - - 11.04 0.25 TiOg 0.03 0.06 0.03 0.01 0.02 0.24 0.21 TOTAL 100.95 102.47 102.54 101.37 100.72 97.41 100.16 Si 5.90 6.00 6.01 6.01 6.00 6. 1.7 7.68 A1 4.03 4.07 4.08 4.09 4.13 5.42 0.38 Ti - 0.01 - - - 0.02 0.02 Fe 5. 39 4 . 75 5.23 5.22 4.63 0. 33 2.45 Mn 0. 39 0.90 0. 29 0.32 0.96 0.01 0.04 Mg 0.24 0. 11 0.17 0.21 0. 14 0.17 2. 35 Ca 0. 14 0 . 12 0.15 0.10 0.07 - 2.10 Na 0 . 02 - - 0.01 0.01 0. 13 0.14 K - - - - - 1. 86 0.05 Aim 87.50 80. 78 89.55 89.23 79.83 Gros 6. 17 2.04 2.57 1.71 1.21 Pir 6 . 33 1.87 2.91 3. 59 2.41 Esp 6. 33 15. 31 4.97 5.47 16. 55 9.- Granate del leuoogneis. 68.551. (TORSIOS, 1981) 10.- Graffiate del leucogneis. 67.846. Analista: M. Navidad. 11- Granate del leucogneis. 66.166. Analista: M. Navidad. 12.- Granate del leucogneis. 67.544. Analista: M. Navidad. 13.- Granate del leucogneis. 69.750. Analista: M. Navidad. 14.- Moscovita del leucogneis. 67.846. Analista: M. Navidad. 15.- Anfibol del leuoogneis, 69.928. Analista: C. Villaseca y C. Casquet 118 La sillimanita, generalmente fibrolîtica, es el ûnico sili­ cate aluroînico astable en elleucogneis,ya que la distena aparece exclusivamente en tipos milonîticos, y la andalucita, con espine la tambiên tardîa, se neoforma en los leucogneises de El Caloco y Pasapân por metamorfismo de contacto con los granitoides tardi- orogênicos infrayacentes. Aunque la fibrolita es fundamentalmente nematoblSstica y esté asociada y nucleada a favor de biotita, o es de carâcter reaccional en las aureolas de granate, existen al- gunos haces fibrolîticos tlpicamente replegados, blindados en fel despato frecuentemente plagioclasa. La moscovita, fase reaccional tardîa, que se genera en carac terlsticos procesos de reabsorciôn de minérales anteriores: raicro- clina, plagioclasa, sillimanita, biotita ... , es un tipo relativa mente rido en hierro (Cuadro 8), como ocurre con el restode los fe- rromagnesianos de estas rocas, con relaciones relativamente altas de FeO/FeO+MgO (71 de media). Aparece turmalina como accesorio asiduo, a veces blindada en husosde moscovita tardîa, e incluso probablemente recristalizada en variedades microcristalinas asociadas a madejas moscovîtico- -sericîticas secundarias. Apatito y circôn microcristalinos, de acusadas tendencias idiomorfas, aparecen tambiên en cantidades a- ccesorias. Los leucogneises anfibôlicos (parag. 5), son varieda­ des de leucogneis poco micâceas y sin silicatos de aluminio. En ellos aparece un clinoanfîbol dêbilmente pleocroico (verdiazulado pâlidoj, marcadamente intersticial (Fig. 60) o ligado a otros pro­ cesos de cristalizaciôn tardîa cuando aparecen en agregadoscuarzoan- fibolîticos definiendo lentîculas de aspecto "miarolîtico" (lo que llega a emparentarlos con otras lentillas poliminerales de estas faciès). Este anfîbol (Cuadro 8 n®- 15), corresponde a una ferroac- tinolita de tendencias actinolîticas (LEAKE, 1978), que puede apa- recer transformado metamôrficamente a material micâceo biotîtico o 119 % Fig.60.- Leucogneis anfibolltico con ferroactinolita intersticial. 69927 NP x 25. Fig.62.- Leucogneis con agregados cuarzoturmalinîferos lenticulares. 120 clorîtico. En estas faciès anfibolîticas los accesorios asiduos son microcristales de tendencia idiomorfas de: esfena, clinozoisi ta, apatito, y tal vez topacio. 121 3.2.- Caractères petrogrâficos de los agregados lenticulares de los leucogneises. Los leucogneises con amigdalas o agregados poliminerales a- parecen a veces en macizos de extensiôn considerable dentro de estas formaciones leucocrâticas. En el macizo de El Caloco (Fig. 61), los leucogneises son esencialmente tipos con lentîculas, y en ellos se encuentran indiscriminadamente los distintos tipos de agregados minérales (FUSTER et al. 1982a). Otros sectores de leucogneises con lentillas poliminerales son los menos conocidos de la zona de El Villar de Prâdena donde FUSTER y RUBIO (1980) no hacen menciôn especîfica de estas faciès. Tipologîas semejan­ tes se presentan tambiên en los leucogneises marginales de El Ve- llôn (NAVIDAD y LOPEZ RAMOS, 1981), asî como en los leucogneises de la Flécha (TORNOS, 1981). Los diferentes agregados lenticulares presentan cristales, en general, de mayor tamano que la granulometrîa del leucogneis que los contiens. Se han encontrado: 1 - Agregados turmalinîferos 2 - Agregados granatîferos 3 - Agregados micâceos 1 - Agregados t u r m a l i n î f e r o s Sin lugar a dudas son las lenti­ llas mâs frecuentes de estas faciès. Sus dimensiones son centimê- tricas y aparecen, en general, como agregados lenticulares cuarzo turmalinîferos elongados concordantemente con la foliaciôn, Los agregados de mayor tamano aparecen poco estructurados, con claras texturas pegmatîticas o radiales, definidas por turmalinas centi- mêtricas idiomorfas,otras veces arrosariadas en bandas (Fig. 62). En general estos pseudonôdulos se imbrican con la matriz del leu­ cogneis aunque a veces se pueda apreciar la existencia de halos o zonados tîpicos con caracterîsticas envolventes leucôcratas, carentes de minérales ferromagnesianos (al igual que en las fa­ ciès de El Vellôn, La Flécha o El Villar). 122 w, 2# S “O — o SS |< 2 123 La turmalina de la lentilla aparece en prismas idiomorfos a subidiomorfos, a veces de extranos bordes lobulados, claramente intersticial al cuarzo y los feldespatos de la concreciôn, y con marcado pleocroistno zonado. Siempre son cristales de mayor taraa- nos que los del leucogneis que los contiene. Muy raramente puede presenter material micâceo accesorio a borde de grano, probable­ mente de origen secundario. Por ello es frecuente que sea la dni- ca fase ferromagnesiana del agregado, aunque a veces présenta cre cimientos simplectîticos de borde con moscovita. El cuarzo forma con la turmalina un agregado granoblâstico hipidiomorfo que puede llegar a suponer el 80% de la superficie de la lentilla, de forma tal que subordinadamente aparecen fel­ despatos (microclina pertîtica, plagioclasa, mirmequîtica a veces) y micas, fundamentalmente moscovita y biotita. En El Caloco se ha citado andalucita en estos nôdulos (FUSTER et al. op.cit.), liga­ da a fenômenos de contacto con los granitoides tardîos encajantes que circunscriben este pequeno macizo metamôrfico. Apatito y cir­ côn, que provoca halos {îleocroicos en la turmalina, aparecen espo râdicamente. 2 - Agregados granatîferos.- Mucho menos abondantes que los tipos anteriores (sôlo citados en los leucogneises de El Caloco por FUS­ TER et al. op. cit., y de Riaza por ARENAS et al., 1982), y en ge­ neral de dimensiones mâs reducidas, no superiores a los 10 cms. (Fig. 63), aparecen estos agregados cuarzogranatîferos mâs o me­ nos arrosariados, tambiên envueltos por la foliaciôn del gneis. No hemos encontrado nunca estas lentillas zonadas. Mineralôgicamente son tipos cuarzogranatîferos con proporcio nés subordinadas de micas, en general de transformaciôn del grana te (Bi > Clor > Ms.) , y feldespatos, tanto microclina como plagio­ clasa. Apatito, circôn y turmalina pleocroica,de similares carac­ terîsticas a la de los nôdulos anteriormente descritos, aparecen de forma accesoria. 124 W. Fig.63.- Leucogneis con agregado granatlfero, Fig.64.- Leucogneis con agregados cuarzomicSceos, 125 3 — Agregados micâceos^-- Aparecen tambiên de forma muy esporâd^ ca estos agregados de aspecto precinemâtico, de morfologîas acin tadas muy acusadas (Fig. 64). Estos pseudonôdulos sôlo han sido citados en los leucogneises de El Caloco (FUSTER et al. op.cit.), y no presentan problemas de confusiôn con los agregados fusifor- mes biotîtico-sillimanfticos que a veces definen la foliaciôn del leucogneis. Estos agregados cuarzomicSceos, moscoviticos fundamentalmen­ te, tampoco definen estructuraszonadas. Los feldespatos aparecen en zonas algo excêntricas del nôdulo (plagioclasa, y adn mâs ex­ terne el feldespato potâsico), con cuarzo y grandes listones idio­ morfos de moscovita que incluye accesoriamente biotita. El apati— to idiomorfo, en grandes cristales que pueden provocar un cierto halo en la moscovita, y a veces con inclusiones reticulares, es el accesorio dominante con el circôn microcristalino. Tambiên hay cloritas de transformaciôn de la biotita, asociadas a la moscovi­ ta . La apariciôn de estos agregados turmalinîferos, y con menor frecuencia granatîferos y micâceos, deformados concordantemente con los elementos planares del gneis, nos induce a considerar dos tipos de hipôteis sobre su petrogênesis. De un lado, la posibili- dad de un origen sinesquistoso de las concreciones, necesariamen- te ligadas a fenômenos importantes en volumen, de metasomatismo o segregaciôn de fases ricas en volâtiles: B, OH, F, ... , que ex­ clusivamente afectarlan a los tipos leucognelsicos. Es decir, es­ tas facies serîan las propias generadoras del fluîdo intergranu- lar que las alterarîa (autometasomatismo), sin explicaciôn clara del origen de la alta concentraciôn en volâtiles del fluîdo meta- somâtico. Por otra parte, la formaciôn de estos agregados, a veces corn- 126 plejos, con désarroilo zonal de halos diferenciados, generalmente empobrecidos en fases coloreadas, normalmente con microestructu— ras granudas panidiomorfas, que a veces presentan caractères peg- matlticos (cristales de gran tamano intercrecidos, o con la tur­ malina cristalizando intersticialmente en el agregado, como evi- dencia su caracter 6ptico uniforme en sectores y el hSbito fuer- temente lobulado de sus cristales), se explicarfa mejor admitien- do un carâcter primario de las lentillas, que para estas faciès ortoderivadas, geoquimicamente équivalentes a leucogranitos, no serîa extraha la apariciôn de fenômenos de inmiscibilidad o de segregaciôn de liquides residuales tardîos, enriquecidos en volâ­ tiles, en cavidades de carâcter miarolîtico o como nôdulos poli- cristalinos. 127 III. 4.- Caractères geoqulmicos de los ortogneises cuarzofeldes- pâticos. El estudio geoqulmico de los tipos cuarzofeldespâticos (Cua- dros 9 y 10), pone de manifiesto la existencia de una llnea evolu- tiva ininterrumpida desde los tipos glandulares subplagioclâsicos a los leucogneises, carâcter de cogenetismo ya intuldo por los rasgos textoestructurales de afloramiento de las distintas facies ortoderivadas. Existe una afinidad calcoalcalina evidente de la serie (Fig. 65). La correlaciôn levemente positiva de los âlcalis (NagO+KgO) frente a la silice, y la claramente negativa del Al^O^ y ferro- magnesianos,corrobora este carâcter magmâtico (Fig. 66). La evo- luciôn a têrminos diferenciados de carâcter alcalino (leucognei­ ses) , viene nuevamente expresada en el diagrama triangular: Na^O+K^O - SiOg - AlgO^+FeO+MgO+CaO+TiOg (Fig. 65). Sin embargo, el estudio de variabilidad relativa de los ele­ mentos que van empobreciêndose con el grado de diferenciaciôn de la roca, nos muestra un relative "enriquecimiento" en AlgOg res­ pecto a la râpida y neta disminuciôn en la concentraciôn de FeO+ +MgO, fundamentalmente refleja del marcado empobrecimiento en FeO total de la serie (Fig. 65). No debemos confundir este empo­ brecimiento menos acusado en AlgO^ de la serie, con la tendencia a subaluminicidad que présenta la misma (Figs. 66 y 67). En cuanto a elementos traza existe una clara correlaciôn po­ sitiva entre el contenido en SiOg y Rb de la roca, y negativa res­ pecto al Sr, Ba, y en menor grado Zr, Ce, La y Ni (Fig. 68), équi­ valente a las halladas en rocas plutônicas calcoalcalinas (APARI- CIO et al. 1975). De hecho existe una afinidad clara entre Ba-Sr con el CaO y algo peor definida, sobre todo en los leucogneises, entre Rb y KgO, como sucedia en los granitoides calcoalcalinos (Fig. 68) . 128 CUADRO.- 9 COMPOSICION QUIMICA DE GNEISES GLANDULARES 1 2 3 4 5 6 7 SiOg 64.85 65.60 66.15 69. 30 66.80 67.27 70.81 AI2O 3 16.83 17.40 17.15 15.47 15.30 15.75 15.00 ^®2°3 0.52 0.61 0.14 0.09 1.07 0.25 0.43 FeO 5.04 3.66 3.58 3.24 3. 50 3.51 2.28 MnO 0.08 0.05 0.06 0.04 0.05 0.05 0.06 MgO 2.22 2. 98 1.62 2.22 1.70 1.39 1.01 CaO 1.63 1.20 1.97 1.20 1.66 1.59 1.69 NajO 2.47 2.85 2.86 3.28 3.45 2.88 2. 35 KgO 3. 30 3.51 4.29 3.72 4.53 4.82 4.50 TiOg 0.85 0.61 0.53 0.51 0.70 0.61 0. 32 P2O5 0.17 0.26 0.18 0. 32 0.25 0.21 0.14 H2O 1.80 1.65 1.11 1.05 0.77 1.12 0.95 TOTAL 99.76 100.38 99.64 100.44 99.78 99.45 99.54 Ba 916 1207 791 415 897 793 400 Ce 94 54 34 50 105 80 26 Ga 20 33 15 28 20 20 21 La 70 31 15 16 ND 45 11 Ni 29 37 29 29 12 20 26 Rb 140 123 182 218 168 149 275 Sr 170 236 191 128 129 148 167 Th 22 4 6 8 ND 34 2 Y 28 ND 32 ND ND 31 32 Zr 256 206 155 184 343 241 137 1.- Gneis sui^lagloclSslcD. 65.950. Analista: C. Villaseca. 2.- Gneis sii^lagioclâsioo. 62.978. Analista: C. Villaseca. 3.- Gneis svl^la^oclâslao. 67.248. Analista: C. Villaseca. 4.- Cheis si±plagloclSsico. 60.340. Analista: C. Villaseca. 5.- Che is siiDplagioclSsioo. 54.712. (NAVIDAD, 1979). 6.- Gheis nonzcnltico. 70.090. Analista: C. Villaseca. 7.- Gheis monzonltioo. 66.709. Analista; C. Villaseca. 129 CUADRO.- 9 (Cont) COMPOSICION QUIMICA DE GNEISES GLANDULARES 8 9 10 11 12 13 14 SIO, 68.00 71.00 68. 30 68. 30 68.50 71.95 71. 20 AlgO] 15.60 15.08 14.28 14.76 14.76 13. 81 14.82 fe2°3 0 . 60 1.06 1. 13 0.98 0. 88 1. 57 0.94 FeO 1.68 1.89 1.70 2.16 1. 80 0.92 1.13 MnO 0.01 0.03 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 MgO 0.41 0.41 0.91 0.70 0. 30 0.20 0.60 CaO 2.55 1.42 1.82 1.82 1.40 1. 40 0.84 Na O 3.23 3.23 3.45 3. 80 3.40 2.21 2.05 6.16 4.53 6.26 5.44 5. 37 4.91 5.87 TiOg 0. 27 0 . 26 0.42 0.45 0.31 0. 34 0.29 P205 0.23 0.07 0.22 0.22 0.23 0.19 0.18 HgO 1.07 0.91 1. 70 1.50 2.85 2. 15 1.81 TOTAL 99.81 99.89 100.29 100.14 99.81 99. 66 99.74 Ba 885 446 1064 780 702 522 530 Ce ND ND 72 71 76 77 83 Ga ND ND 18 14 18 17 17 La 32 17 ND ND ND ND ND Ni 13 12 12 12 14 8 7 Rb 215 -013 172 179 209 265 289 Sr 143 242 148 133 376 462 85 Th 15 10 ND ND ND ND ND Y 51 45 ND ND ND ND ND Zr 184 140 171 193 -219 228 152 8,- Gneis monzonltioo. 5.276 (IDPEZ RUIZ, et al 1975; Trazas en APARIC] BELLIDO, 1976). 9.- Gneis monzonitico. 4.142 (LOPEZ RUIZ, et al 1975; Trazas en APARIC] BELLIDO, 1976). 10.- Gneis monzonitico. 54.218 (NAVIDAD, 1979) 11.- Qiels monzonltioo. 54.227 (NAVIDAD, 1979) 12.- Qieis monzonltioo. 54.222 (NAVIDAD, 1979) 13.- Qieis monzonitico. 54.229 (NAVIDAD, 1979) 14.- Qieis monzonltioo. 54.231 (NAVIDAD, 1979) 130 CUADRO.- 9 (Cont) COMPOSICION QUIMICA DE GNEISES GLANDULARES 15 16 17 18 19 20 21 SiOj 72.30 72.61 74.74 72.95 72. 90 74.07 67.52 14. 32 14. 32 13.74 14.28 14.13 13, 77 14.59 f*203 0.87 0.46 0.28 0.30 0. 32 0.28 0.61 FeO 1. 37 1.58 1.53 1.51 1.60 1.65 4.47 MnO - 0.03 0.03 0.03 0.04 0.03 0.06 MgO 0.60 0.73 0.71 0.71 1.01 0.57 1.75 CaO 0.56 0.88 0.61 1.13 0.99 0. 84 1.86 NagO 2.05 2. 71 2.74 2.57 2.36 2.43 2.71 KgO 5.54 5. 36 5.12 4.88 4.76 5. 85 3.66 TiO- 0.32 0.20 0.15 0.27 6.20 0.19 0.83 0.24 0.25 0.22 0.14 0.19 0.22 0.08 HgO 2.03 0.83 0.79 0.77 1.12 0.74 1.45 TOTAL 100.20 99.96 100.66 99.54 99.62 100.64 99.59 Ba 309 429 259 260 202 168 650 Ce 40 26 32 26 27 47 76 Ga 20 17 17 16 20 17 20 La ND 17 - 13 9 - 36 Ni 6 19 27 22 25 26 30 Rb 294 234 244 208 273 268 135 Sr 58 129 104 105 89 71 145 Th ND 3 8 4 4 6 28 Y ND 32 38 32 33 41 23 Zr 152 130 130 129 131 146 34 6 15.- Ghels 16.- Ghels 17.- Ghels 18.- Gneis 19.- Gheis 20.- Gheis 21.- Banda monzonftioo. monzonitico. monzonltioo. monzonitico. monzonitico. nonzcnltico. 55.732. 66.671. 67.050. 62.959. 68.536. 68.539. fémica porfîdica. 70 (NAVIDAD, 1979). Analista: C. Villaseca. Analista: C. Villaseca. Analista: C. Villaseca. AnetLista: C. Villaseca. Analista: C. Villaseca. 119. Analista: C. Villaseca. 131 CUADRO.- 10 COMPOSICION QUIMICA DE LEUCOGNEISES 1 2 3 4 5 6 SiOg 70.74 72. 88 73.07 74. 10 74.18 75. 33 AI2O 3 14.95 15.25 14.12 13.54 13.24 13.22 ^^2^3 0. 50 0. 35 0.35 0.24 0.29 0.42 FeO 1.76 1-60 1. 31 2.13 1.49 1.46 MnO 0.04 0.07 0.04 0.04 0.02 0.03 MgO 0.63 0. 61 0.31 1.49 0. 86 0.88 CaO 1.32 0.71 0.59 0.35 0.47 0. 67 NagO 3.06 2.52 3.07 2.50 2.83 2.51 KgO 5.09 4.92 5. 35 4.04 4.79 4.66 TiOs 0.27 0.08 0.14 0.23 0.15 0.15 P2O5 0.21 0.11 0.31 0.18 0.18 0.14 "2° 1. 11 0. 94 0.65 1. 11 0.9,4 0. 76 TOTAL 99.68 100.00 99.31 99.95 99.44 100.23 Ba 377 215 174 56 135 363 Ce 34 23 33 24 20 30 Ga 17 17 18 27 20 15 La 23 12 10 - - — Ni 20 24 18 10 18 23 Rb 219 271 333 283 311 206 Sr 122 169 73 38 74 161 Th 7 8 5 2 9 4 Y 30 31 32 ND 24 32 Zr 127 121 131 81 84 125 1.- LeiKXjgnels microglandular. 66.572. Analista: C. Villaseca 2.- leucogneis 66.690. Analista; C. Villaseca 3.- Leuoogneis 66.573. Analista: C. Villaseca 4.- Leuoogneis 62.981. Analista: C. Villaseca 5.- Leuoogneis 70.061. Analista: C. Villaseca 6.- leuoogneis 67.249. TVnalista: C. Villaseca 132 CUADRO.^ 10 (Cont) COMPOSICION QUIMICA DE LEUCOGNEISES SiOg AI2O 3 FeO MnO MgO CaO NagO K2O TlOg P2O5 HgO TOTAL Ba Ce Ga La N± Rb Sr Th Y Zr 7 8 9 10 11 75.30 75.46 75. 81 76.06 78.00 12.62 13.04 13.11 12.93 11.01 0,49 0.25 0.19 0.25 0. 35 0.94 1.44 1.92 1.06 1.10 0.03 0.03 0.04 0.01 0.03 0.70 0.58 0.54 0.26 0. 19 0.42 0.45 0.42 0.42 0 . 80 2.86 2.90 2.97 2.98 2.97 4.48 4.52 4.17 5.18 4.67 0.09 0.19 0.15 0.03 0.09 0. 17 0.20 0.17 0 . 18 0.22 1.51 0.86 0.92 0.54 0.48 99.61 100.02 100.48 99.90 99.91 110 106 60 136 - 22 29 17 65 - 20 21 20 21 - - - - 25 - 19 32 18 6 - 320 253 289 409 - 69 66 64 28 - 12 15 - 8 - 26 24 17 ND - 86 89 71 92 7.- Leucogneis. 54.710. Anallsta; M. Navidad 8.- Leuoogneis. 71-862. Analista; C. Villaseca 9.- Leucogneis. 70.448. Analista; C. Villaseca 10.- Leuoogneis. 69.750. Analista: C. Villaseca 11.- Leucogneis. 59.868. (FUSIER y PUBIO, 1980) 133 ♦ G neises « G neises q lo n d o la res » L eucog neises ,5050; A 50 AIjO, 510 ‘50A Co O MgO FTH, 65 - Con’iosici6n qnxnicn de ortoanoinon v Linon nilo- nîtlcon on rl-'" irjranas trianoMl nron . 134 * Leucogncises • G neises g lo n d u la res Gn«lses gl. m ilo n ilic o s I » I % * % q c * t + f. S i O j % Fin. G6 - Proyecclôn en rlinaranas SiO^/elcn. r'*e o ’'toqneiner V t l o m nilonlticos. 135 SiOj t%) rrc. 69 - Proyccclfln de optoqnelae* y tlnos nllonltlcon en rtlanranas binaries. 136 o z « Gneises glandulor«s * Leucogneises + Gneite* gl. milonlllcoi « Esquistos melqpefiticos Î Ow 19 30 A 1,0, Fig. 67.- Diagrams Al^O^/Na^O+K^O El estudio detallado de las concentraciones en Rb y Sr de estas faciès (Cuadro 110 » nos muestra claramente un enriquecimien to en la relaciôn Rb/Sr muy importante en los leucogneises, debi- do fundamentalmente al desmesurado crecimiento en Rb en los tipos mSs diferenciadosr pudiendo incluso definirse unas relaciones ca- racterîsticas de Rb/Sr para las distintas facies cuarzofeldespâti cas: mayor o igual a 3.5 para leucogneises; 1-3.5 para gneises monzonîticos; y menores de 1 para tipos subplagioclSsicos (Fig. 69) . Este crecimiento exponencial de la relaciôn Rb/Sr en los tôr- minos mSs diferenciados de la serie, representados por leucognei- ses, no cabe atribuirlo a un crecimiento correlativo de K de la miama (Fig. 70), pues existe una clara disminuciôn de la relaciôn R entre K/Rb (SHAW, 1968), que pasa de 194 en gneises glandulares, a 137 en leucogneises. Esta evoluciôn no lineal de la serie respec to a dicha relaciôn R lo emparenta con pautas similares descritas 137 CUADRO.- 11 CONTENIDOS EN RB Y SR DE GNEISES 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 Rb 143 180 153 152 138 131 117 143 179 199 Sr 181 189 154 164 171 136 167 158 154 197 Rb/Sr 0.82 0.95 0.99 0. 93 0.01 0.96 0.70 0.91 1.16 1.01 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 Rb 187 112 129 114 125 129 114 125 123 218 Sr 193 264 184 181 190 175 251 202 236 128 Rb/Sr 0.97 0.42 0.70 0. 63 0.66 0.74 0.45 0. 62 0.52 1.70 21 22 : 23 24 25 26 27 28 29 30 Rb 234 208 273 140 244 182 268 275 234 149 Sr 129 105 89 170 104 191 71 167 188 142 Rb/Sr 1.81 1.98 3.07 0 . 82 2.35 0.95 3.77 1.65 1.24 1.01 31 32 33 34 35 36 37 38 39 40 Rb 176 209 244 172 179 168 215 289 294 162 Sr 190 130 144 148 133 129 143 -85 58 155 Rb/Sr 0.93 1.61 1.69 1.16 1.35 1.30 1.50 3. 40 5.07 1.05 41 42 43 44 45 46 47 48 49 50 Rb 280 217 234 226 303 203 96 229 250 283 Sr 77 91 102 81 53 115 195 118 91 38 Rb/Sr 3.64 2.38 2-29 2.79 5.72 1.77 0.83 1.94 2.75 7.45 51 52 53 54 55 56 57 58 59 60 Rb 219 333 381 271 206 289 311 253 320 309 Sr 122 73 27 169 161 64 74 66 69 27 Rb/Sr 1.80 4.56 14.11 1.60 1.30 4.52 4.20 3.83 4-64 11.44 61 62 63 64 65 66 67 68 69 70 Rb 283 342 227 288 409 388 441 447 458 367 Sr 33 20 184 28 28 14 17 16 17 34 Rb/Sr Rb Sr Rb/Sr 8.58 71 369 31 11.90 17.10 72 53 223 0.24 1.23 10.29 14.61 27.71 25.94 27.94 26.94 10.79 Gneises ndlonftlcx>3; 1-67250,2-66901, 3-70118, 4-54225, 5-54292, 6-57065, 7- 57071, 8-57077, 9- 55750, 10-54236, 11-54239, 12-74784. Ghexses Glandulares; 13-74786, 14-74788, 15-74790, 16-74792, 17-74794, 18-74796, 19-62978, 20--- 60340, 21-66671, 22-62959, 23-68536, 24-65950, 25-67050, 26-67248, 27-68539, 28-66709, 29-67048, 30-70090, 31-67046, 32-67045, 33-67044, 34-54218, 35--- 54227, 36-54712, 37-5276, 38-54231, 39-55732, 40-50035, 41-49983, 42-74758, 43-74760, 44-74768, 45-74770, 46-74772, 47-74774, 48-74776, 49-74778, Leuco- gnelses: 50- 62981, 51-66572, 52-66573, 53-74780, 54-66690, 55-67249, 56--- 69750, 57-70061, 58-70448, 59-71862, 60-74740, 61-74742, 62 74744, 63-74746, 64-74748, 65-59868, 66-74798, 67-74800, 68-74802, 69-74804, 70-74806, 71--- 74808, 72-74782 Rb (ppm) 500 * L«ucoqnelse« « Gneises qlandularet ♦ Gneises ql mllonllicof 400 3.00 200 100 2505 0 150 200100 Sr (ppm) 400 300 200 Rb 7 4 76 7 862 64 66 68 70 72 % SIO; F IG . 69 - (jontenldo en y Sr cTe ortor-rnel.nen y tinnm rri lo n ltic n f^ 139 para rocas de tendencias leucograniticas o pegmatîticas (PH trend de SHAW, op. cit.). La disminuciôn del factor R podrîa explicar— se por un enriquecimiento diferencial de Rb no s6lo en fases po- tâsica; biotita (Cuadro 12), y probablemente feldespatos y mosco vita, sino tambiën en otras fases que abundan en los leucogneises, p.ej. turmalina (aunque COUTURIE, 1977, carece de datos analîti- cos sobre el contenido de Rb en la turmalina de leucogranitos, cita, sin embargo, concentraciones suficientemente bajas de Ba y Sr, de comportamiento geoquîraico inverso al Rb, como para suponer enriquecimientos importantes del mismo en este ferromagnesiano). %K ppm Rb Fig. 70.— Diagrama Rb/K y evoluciôn a valores bajos de R=1000K/Rb, en los leuco­ gneises . 140 CUADRO.- 12 ELEMENTOS TRAZA EN BIOTITAS DE ORTOGNEISES 1 2 3 4 Ba 304 1112 343 83 Ce 29 50 30 61 Cr 193 316 19 9 106 Cs 128 37 86 130 Ga 48 46 62 64 La 23 16 37 36 Ni 61 43 27 68 Pb - 2 2 - Rb 522 218 327 659 Sr 8 16 14 8 V 302 430 309 160 Zr 142 91 99 194 R* 128 318 175 87 1.- Gnels Glandular. 60.340. Anallsta: C. Vlllaseca. 2.- Gnels Glandular. 62.978. Analista: C. Vlllaseca. 3.- Gnels Glandular. 72.979. Analista: C. Vlllaseca 4.- Leucogneis. 62.981. Analista: C. Vlllaseca. R* = 1000 K(%)/Rb (ppm.) IV.- PROCESOS PETROGENETICOS EN LAS BANDAS DE CIZALLA LEYENDA Cobertera sedimenfario Gronifoides tardihercinicos SEG BANDAS PE C IZALLA Bandas filom'ficos Bondos milom'ficas Rocos diortticos He Disteno Skorns y minerolizociones hidrofermoles Folios, fro ctu ro s y diques Oteee de Herre El Coloco 5 Km FIG. 71.- Bandas de ciz( s. Cristobal SEGOVIA Honlori^“ * ^ W ^ ZJA Lo Gronjo /% ' 1 # v\ w Posqpo'n - Bandas de cizalla. 142 IV.1.- Rasgos tectônicos de las bandas de cizalla. En la zona de estudio aparecen una serie de corredores o ban das de materiales profundamente deformados y estructurados con un estilo a veces diferente al de los mismostipos litolôgicos exis- tentes fuera de ellos. Las hemos definido como bandas de cizalla por estar formadas por diversos tipos de rocas milonîticas carac- terizadas por un grado intenso de deformaciôn ddctil (Fig. 71, ma pa adjunto). Las anchura de estas bandas es en general de escala prôxima al kilômetro, encontfandose zonas donde pueden alcanzar potencies aparentemente mayores, como ocurre en el macizo de El Caloco don­ de se repite estructuralmente la serie (Fig. 72). La continuidad de las mismas es muy grande pues se pueden seguir a lo largo de mSs de una decena de kil6metros (Fig. 71), extendiêndose segGn direcciones aproximadas a N152E que en las regiones mSs septentrio nales de la zona de estudio (donde no existen bandas de cizalla cartografiables a esta escala, Hoja 457), podrîan girar hasta Nf>5E de direcciôn. Son procesos de cizalla de edad claramente hercinica, concor­ dantes con la estructura regional e historia metamôrfica de las ro cas aledanas a estas bandas, y aparecen claramente interrumpidas por la penetraciôn masiva de granitoides calcoalcalinos tardiher­ cinicos (de edad aproximada Carbonîfero Superior). Es fundamental destacar que existen dos etapas distintas de cizallamiento,siendo las primeras bandas de cizalla de carâcter ca tazonal, con recristalizaciones que como veremos generan milonitas propias de un metamorfismo de grado alto y baja presi6 n (Mg)r mien tras que los fenômenos de cizallamiento posteriores se limitan a transponer y plegar las milonitas anteriores, o a generar tipos filonîticos retrôgrados. Aunque no se ha pretendido realizar un estudio estructural 143 II tr t. tr ti OCî u 8 ^ t- u 144 profundo de la zona constatâmes la existencia de una dnica folia cl6n regional sinmetamôrfica generada, probablemente, en un mis­ mo proceso deformativo, comenzado en etapas de plegamiento com- presivo isoclinal (F^), y finalizado en fenômenos de cizalla ddc til sinesquistosa (F2) » Esta foliaciôn regional es la que hemos definido como folia ciôn S'. Es visible en todo el sector estudiado y estâ fundamen- talmente caracterizada por la blastesis de minérales catazonales de baja presiôn, M 2 , (biotita, sillimanita, cordierita, hornblen da, feldespatos), que sustituyen, aureolando o envolviendo, gra- nos relîcticos precinemSticos de primera formaciôn, en condicio- nes de presiôn intermedia (granate, clinopiroxeno, distena, de Mj) . Es decir, esta S' serîa équivalente a una foliaciôn coaxial + S2 (o en sectores, siendo la foliaciôn milonlti- ca), como en general viene definida en estos sectores centrales de la Sierra (BELLIDO et al. 1982). La foliaciôn S' pasa de orientaciones aproximadas N65E con buzamiento suave (35®) al E, en los sectores septentrionales, a direcciones N150E de buzamiento subvertical, en los sectores mSs suroccidentales de la zona de estudio (Fig. 73). En estos mismos sectores, donde aparecen las bandas milonîticas principales, es tambiën observable un frecuente microplegado (crenulaciôn) de la foliaciôn, en parte debido al carScter isoclinal del plegamiento sinmetamôrfico de la misma (micropliegues de charnela o de flanco semejantes a los observables en el afloramiento de la E^a. de Jua- rrillos, Fig. 56), y tambiën debido a fenômenos de interferencia con la etapa déformativa sinmetamôrfica mSs tardia (F3), que ge­ nera una foliaciôn de transposiciôn y cizalla localmente (Fig. 74) . Esta segunda foliaciôn, visible en sectores, que varia de NllOE a 150E, con buzamiento subvertical (retrovergente) al SW, 145 SEGOVIA Roco* w d im em M fio* posfpc leo fo icw ij Roco» qfOnUitc* hprcimco» Vega* K>Na), y el consiguiente enriguecimiento relative en los demSs elementos de la roca, del gneis milonitizado respecto de un gneis glandular medio- Los câl­ culos de GRESENS (1967) tiene la ventaja de aproximar estos balan­ ces a condiciones mâs reales, no totalmente isovolumêtricas (poco probables en rocas tan deformadas), fijando unos valores fv inter- medios en una zona de relative concentraciôn de elementos, lo mâs inerte posibles(en la Fig. 90 se aprecia que hay una nube de pun tos: MnO, CaO, P^Og alrededor del fv de la AI2O3) . If78 2 TiOî M qOMn CoO F«0 SiOi F v 1 AUO; G o n o n c io s 0 - 5 O + 5 I. a X Fig. 90.- Diagrams de GRESENS (1967). De cualquier forma, este esquema no serla coherente con la aparente ausencia de metasomatismo en otras litologîas cizalladas (comparar datos quîmicos de leucogneises con el anSlisis 18 de un tipo milonitizado). De esta discusiôn queda de manifiesto que sôlo sucesivos trabajos pormenorizados y detallados sobre supuestas litologîas premilonlticas y milonitizadas, asî como el muestreo preciso de tipos litolôgicos con grados progresivos de deformaciôn, pueden resolVer las dudas sobre la existencia o no de procesos metasomâ ticos durante la milonitizaciôn catazonal de las rocas. 179 2.3.- Fenômenos asociados a las bandas milonîticas; Procesos de skarnificaciôn. 2.3.a.- Skarns magnësicos estëriles. Estudiaremos el case del afloramiento de calizas cristali- nas de Segovia, aunque dispersamente aparecen tipos litolôgicos équivalentes, de menor potencia y complejidad, en algunos tramos calcâreos pinzados en las bandas de cizalla de Revenga. La cantera de Las Romeras de Segovia (Fi. 71), aparece en el borde septentrional de la banda milonîtica de Fuente Cospedal- -Ermita JuarrilLos, de afloramiento discontinue. Se desarrolla un skarn magnôsico tîpicamente estêril (EINAUDI y BURT, 1982), proba- blemente infiltracional, como todos los skarns de estas bandas, fundamentalmente instalado en el material carbonatado (exoskarn), que desarrolla un zonado en frentes de distinta mineralogîa (Fig. 91) : 1 y Gneis glandular encajante.- Présenta en este sector una aso­ ciaciôn mineral del tipo: Q-Fk-Plag-Bi-Sill-Alm-Cdta-Dist-Acc aunque lo frecuente es que en las facies de borde aparezca hidrotermalizado (cloritizado y moscovitizado), y con fenô­ menos superpuestos de cataclasis y granularizaciôn importan­ tes . 2) Facies granoblâstica.- Aparece una banda de roca granuda, de tonalidades rosadas, siempre inmediata al gneis glandular, y con potencies no superiores al metro y medio. Son facies cuar zofeldespSticas en las que puede reconocerse el carâcter gnel sico original de la roca, a pesar de lo hidrotermalizado y ca taclastizado de la raisma. Aparecen minérales nuevos como son clinoanfIboles verde pSlidos, de carâcter actinolîtico (2V^= =72-85* y C z=15"), esfena y vênulas epidosîticas tardias. Se llega incluso a facies de carâcter pegmatîtico, microclî- IPO 1 81 nicas (con partitas en parchej, muy granularizadas, con ac- tinolita, epidota, esfena y apatito intersticiales de carSc ter idioblâsticos, donde la actinolita parece ser la fase mSs tardîa cuando crece a borde o incluyendo las otras fa­ ses minérales. 3) Facies epidosttica.- Son niveles centimêtricos muy altera- dos, de carâcter microporfîdico, donde los fenocristales de cuarzo y feldespato son francamente accesorios y muy trans- formados, anubarrados y reabsorbidos, en una matriz micro- cristalina compuesta de idioblastos de epidota, clinozoisi­ ta, y accesoriamente actinolita y clorita, a veces rellenan do glôbulos. 4) Facies diopstdicas externes.- Aparecen como bancos masivos verdosos, a veces con cierto carâcter nodular, y con poten­ cies y relaciones variables respecto al resto de las facies diopsîdicas del skarn. Petrogrâficaraente son rocas casi mo- nominerales compuestas por un agregado granoblâstico, en mo saico, de clinopiroxeno, diopsîdico (2V^ = 54-61" y cAz=42-44“), donde intersticialmente o en vênulas penetrativas discordan tes (Fig. 923, aparecen idioblastos mâs tardîos de un clino- anfîbol incoloro o verdoso pâlido, de carâcter algo pargasî tico (2V^=60i5® y cAz=25**) , al que se asocia accesoriamente, clinozoisita prismâtica de birrefringencias anômalas (2V^= =80-90” y cAz=6®3 , flogopita lepidoblâstica, incluso espine la verdosa, mâs o menos alterada, que imbrica estas faciès con las nodulares, tal vez mâs internas en el skarn (faciès 6 y 73. 5) Facies diopsidico-flogoptticas, bandeadas.- Son facies cen timêtricas, fuertemente bandeadas y tableadas, a veces de aspecto ritmico, debido al carâcter composicional "interes­ tratif icado” , que presentan estas rocas. Corresponden a al- ternancias milimêtricas de diopsido y flogopita, la cual puede tener un cierto carâcter tardio (penetrativo3 , respec- 182 k Fig.92.- Facies diopsidlticas con venas tardîas de anfî- bol (facies 4) del skarn magnêsico de Las Romeras de Segovia. Fig.93.- Textura coronftica en diopsiditas nodulares (fa­ cies 6) del Skarn magnêsico de Las Romeras de Se­ govia. 67945 NP X 10. 183 to al mosaico piroxênico, en bandas que pueden llevar clino zoisita accesorla- 6-7J Faciès diopstdicas nodulares.- Aparecen faciès nodulares, de diopsiditas masivas,que no hemos podido situar espaciàlmefite en el skarn, pero que podrîan representar las facies mâs in mediatas a los niveles carbonatados interiores. Hemos dis- tinguido dos subfacies de diopsiditas nodularesî 6J Diopsiditas con nôdulos c o r o n t t i c o s Son diopsiditas ma- sivas con zoisita accesoria, que presentan nôdulos complejos con zonas de diferente composiciôn mineralôgica (Figs. 93 y 94) . C ïo f f l Agregodo micoceo crîptocristoHnc Fig. 94.- Esquema de textura coronîtica en diopsidita. I,a zona interna del nôdulo es una masa micScea criptofibrosa, de aspecto sericltico, y que corresponde probablemente a an­ tiques cristales de espinela totalmente transformados. Hay una primera aureola de zoisita prismStica subidioblSstica, parcialmente transformada a clinozoisitas de birrefringencia 184 anômalas, y con apatito idiomorfo asociado. La aureola exter na es una corona compleja de clorita lepidoblâstica con pro- porciones variables de anflbol (actinolîtico-pargasîtico) idioblâstico, asociado. 7) Diopsiditas con nôdulos de espinela.- Podrîan representar las faciès de skarn mSs prôximas a los niveles marmôreos, por su menor grado de transformaciôn respecte a las otras fa cies marginales. Son, tambiên, diopsiditas masivas con pro- porciones accesorias del circôn, epidota, clorita y filôsili catos fibrosos criptocristalinos, secundarios en gran parte, donde se insertan porfidoblastos de espinela verdosa muy transformada, con pseudoexfoliaciôn cQbica, que confiere un carôcter noduloso a la muestra de mano. La espinela aparece muy reabsorbida, esquelêtica a veces, con aureolas complejas de granos de alto relieve y birrefringencia elevada, biSxi- cos positives (tal vez de diâspora, segôn datos cualitativos parciales de microsonda), y una gran aureola externa, la ma­ yor en dimensiôn, de pequenos cristales fibrosos de probable brucita, clorita, o sericita. Estos nôdulos de espinela se transforman totalmente en morfologlas coronîticas, como las faciès (6) ya descritas. 8 ) Niveles carbonatados.- Son tipos marmôreos dolomîticos, con composiciones del tipo: 1 - Ce(Dol)-Fo-Clhu-Sp-Acc 2 - Ce(Dol)-Fo-Clhu-Sp-Di-Flog-Acc 3 - Ce(Dol)-Di-Flog-Sptina-Acc con pirita idiomorfa (cubos) accesoria. Hay hematites y flôor apàtito accesorios, asi como esfena a veces secundaria con ôxido de hierro, asociados a aureolas de desestabilizaciôn de los silicatos magnÔsicos (Fo-Clhu) y Sp- Parte, incluso, de la diopsidita del skarn es intrusiva en estos niveles, y aparece como bandas monominerales penetrati vas en los mSrmoles. 185 9) Niveles calcosilicatados.- Fuertemente bandeados, y de ca- rScter cuarzofeldespStico (con andesina y microclina abundan tes), a diferencia de las facies diopsfdicas masivas del skarn. 186 2.3.b.- Skarns cSlcicos mineralizados.- Estas mineralizaciones complejas aparecen en aquellas zonas de cizalla en las que existen niveles paraderivados, tramos car­ bonatados marmôreos, o rocas asociadas de silicatos cSlcicos- Algunos de estos skarns ban sido parcialmente explotados (Fig. 71), con escavones y pozos hoy dlas reconocibles, o simplemente por restos de escorias de fundiciôn o rascado superficial asociado. En general, las mineralizaciones aparecen en venas acompa- nantes de la etapa de anfibolizaciôn del skarn piroxênico inicial. Estos skarns, de origen infiltracional y carScter cSlcico (piro- xênicos casi exclusivamente, aunque en sectores aparecen facies granatlticas asociadas), nunca los hemos encontrado con relacio- nes Claras y directas con material carbonatado, por lo que la in- terpretaciôn y clasificaciôn zonal de facies podrla sufrir modi- ficaciones en un futuro. Se han encontrado diversas facies: 1) Facies granoblâsticas de borde.- Facies de aspecto pegmatî- tico fundamentsImente plagioclasîticas, muy cataclôsticas- Con epidota, actinolita, y esfena, en vênulas penetrativas, semejantes a tipos granoblSsticos de los skarns magnêsicos anteriormente descrltos, que pueden representar facies de endoskarn en los gneises cataclSsticos y milonîticos enca- jantes. 2) Facies epidostticas marginales.- A veces aparecen cuarzo— -epidositas en contacte directo con los gneises milonîticos del encajante, cuando no encontramos la facies anterior- Son niveles pequenos (mms. a cms.), intermedios entre los gneises y las anfibolitas masivas. Son rocas granudas de textura equigranular mal orientada, aunque a veces hay cier ta disposiciôn dimensional de los prismas idioblSsticos de epidota, e incluso facies milonîticas. Presentan proporciones variables de cuarzo (cuarzoepido sitasj, clorita vermicular y lepidoblâstica (epidositas d o 187 rîticas, con circones gigantesj, calclta, esfena, zoisita, apatito, y fluorita violScea intersticial (existen varieda- des de epidotitas fluorîticas), en general, en cantidades accesorias o muy subordinadas. En skarns mineralizados (p.ej. Casa de la Mina, en Reven- ga), existen facies epidosîticas masivas, panidiomÔrficas, con blenda, hematites y ôxidos de hierrro intersticiales, con cristales idiomorfos de esfena accesoria de hasta 6 mm. de tamano. 3) Faciès anfibolîticas mi nera1i z ad a s y piroxenlticas de nùcleo. Aparecen anfibolitas masivas, anfibolitas mineralizadas, y anfibolitas de reemplazamiento de la primera etapa piroxêni ca del skarn, en general, sierapre muy transformada. Estas fa cies piroxênicas son visibles en las zonas m3s internas del mismo, no s6lo como relictos de nucleaciôn del anfîbol, sino tambiên como rocas granoblSsticas diopsîdicas, con anfîbol y opacos intersticiales, en proporciones progresivamente mayo- res segGn avanza el reemplazamiento delskarn por la etapa anfibôlica. Las anfibolitas son en general ferroactinolititas masivas con cuarzo, tremolita, esfena, apatito y minérales tardîos, en proporciones accesorias generalmente. Esta etapa de anfi- bolitizaciôn del skarn coincide con la etapa mineralizadora del mismo, ya que siempre aparecen las menas dispuestas in­ ters ticialmente , e incluso intercrecidas, con el clinoanfî- bol verdoso-pâlido. Existe una mineralizaciôn de tipo acom- panante, fundamentaImente compuesta de magnetita-sulfuros, con proporciones relatives, variables, de la mena dominante. Parece haber una cierta evoluciôn temporal, no siempre bien definida, de magnetita a sulfures, apareciendo êstos, âlgo tardîamente, rellenando, a veces, fisuras del ôxido. Los sul furos encontrados son: calcopirita, pirita, blenda, pirroti na, estannita, y muy accesoriamente, galena. A veces se en- cuentran indicios de probable scheelita accesoria, al some- 188 ter las muestras a incidencia con luz ultraviolets, pero no podemos precisar su mineralogênesis en el proceso de skarni ficaciôn. Todos estos opacos aparecen, en mayor o menor grado, transformados. La magnetita estS martitizada, a veces conside rablemente, y con aureolas de goethita y hematites. Los sul- furos de hierro estân alterados a goethita en los bordes y a favor de fisuras. Aparecen, tambiên, calcosina y covelli- na lamelar, asi como malaquita y azurita, como minérales su- pergênicos de alteraciôn de las menas metâlicas del skarn. Aunque estas mineralizaciones se instalan preferentemen- te en rocas anfibolîticas, tambiên son frecuentes en facies epidosîticas, como vimos, blindadas en gangaa ricas en volS tiles: venas de fluorita-sulfuros o venas de fluorita-calci- ta-sulfuros, con cuarzo-clorita tardîos. De hecho,existen ve nas de epidota y calcita tardîas atravesando la masa central del skarn, que representan fenômenos de una etapa tardîa de aposkam que reemplaza parcialmente al skarn piroxênico-anfi- bôlico complejo. Resumiendo pues, se instala un skarn infiltracional cSlcico (piroxênico), segûn venas y lentejones irregulares, conformes a las direcciones de cizallamiento, y que en una etapa posterior, del mismo proceso de skarnificaciôn, se anfibolitiza, con una de- posiciôn acoropanante de menas metSlicas {magnetita-sulfuros, prin cipalmentej, genêticamente ligada a esta segunda etapa (minerali- zadoraj del skarn, que finalmente se ve reemplazado, parcialmente y a borde, por una etapa de aposkarn de mSs baja temperatura, que se resuelve en epidotizaciôn y cloritizaciôn del skarn piroxênico- -anfibôlico, previo. Es probable que algunos skarns de magnetita anteriormente des^ critos en estos sectores (skarn del A^ Zancado, en el macizo de El Caloco, FOSTER et al. 1982b; NAVIDAD y VILLASECA, 1983), donde se carecîa de datos precisos sobre la petrogênesis del mismo, sean ti 189 pos ligados genêticamente a estos procesos de skarnificaciôn en bandas de cizalla, pues petrogrâfica y estructuralmente son équi­ valentes a los tipos aquî descritos, salvo que desarrollan facies granatîtico-piroxênicas, infrecuentes en los tipos estudiados (skarns de Casa de la Mina, El Cardosillo, Puente de Cospedal.. El skarn fêrrrico del Zancado, asi como otras manifesta- ciones skarnificadas en las bandas milonîticas de El Caloco (skarns del Cerro de la Cabeza, Eta. de La Losa, e incluso los prôximos a Otero de Herreros, Fig. 61), son de hecho, skarns in- filtracionales mineralizados, con proporciones variables de mag­ netita, aunque otros skarns câlcicos son de Fe-Cu, con magnetita y suifuros (o tipos mâs complejos, con wolframatos de una etapa mineralizadora posterior, caso del skarn de Otero de Herreros, incluîdo en el grupo de mineralizaciones estratiformes de VINDEL, 1980). En este skarn la mineralizaciôn de magnetita (Cuadro 16) es tambiên acoropanante de la etapa de anfibolitizaciôn del skarn câlcico de tipo piroxênico (diopsîdico, Cuadro 16), y granatîtico, previo. La etapa de anfibolitizàciôn del skarn, de hornblendas ferrohastingsîtica (Cuadro 16), es a veces relativamente compleja, con blastesis asociada de andradita en bellos cristales idiomor­ fos, raramente anisôtropos, con dêbil zonado quîmico (Cuadro 16); idocrasa, epidota y allanita (FUSTER et al- op. cit.; NAVIDAD y VILLASECA op. cit.). Su apariciôn limitada a sectores con fenôme nos importantes de deformaciôn por cizalla, y su mineralogênesis y skarnificaciôn équivalentes a la de los skarns de las bandas milonîticas de Segovia, no ofrece dificultad para incluîrlos en este apartado. 190 CUADRO.- le ANALISIS QUIMICOS DE FERROMAGNESIANOS DE SKARNS CALCICOS 1 2 3 4 5 6 7 S102 37.25 36.57 54.23 53.16 54.03 35.39 0.05 A1203 8.53 15.63 0.10 0.74 0.60 15.32 0.21 fe2°3 19.22 5.45 - - - - 100.40 FeO 0.40 - 3.52 5. 59 2.27 25.50 0.11 MnO 0.50 0. 32 0.34 0.25 0.12 0.22 0.13 MgO 0.08 2. 36 16.54 14.96 16.77 3.83 - CaO 33.69 34. 86 25.38 25.04 24.85 11.27 0.13 NagO 0.02 - 0 . 02 0,05 0.06 1.63 0.06 KgO - - - 0.03 0.05 2.27 0.01 TIO2 0.25 1.15 - 0.03 0.07 0.60 0.10 TOTAL 99.95 96. 33 100.14 99.85 98.81 96.03 101.18 SI 6.02 5.86 1.99 1.97 1.99 5.77 0.01 A1 1.62 2.95 - 0.03 0.03 2.94 0.08 Tl 0.03 0.14 - - - 0.07 0.02 0.05 - 0.11 0.17 0.07 3.48 7.97 Fe^ 2.34 0.66 - - - - 15.83 Mn 0.07 0.04 0.01 0.01 - 0.03 0.03 Mg 0.02 0.56 0. 90 0.83 0.92 0.93 - Ca 5.83 5.98 1.00 0.99 0.98 1.97 0.04 Na 0.01 - - - - 0.51 0.04 K 0.47 • Granate andradltloo. 70.066. Analista: M. Navldad 2.- Granate grosulSrloo. 70.068. Analista: M. Navldad 3.- Cllncpiroxano. 70.066. Analista; M. Navldad 4.- dlncspiroxEno. 70.068. Aneilista: M. Navldad 5 - dinoplroxeno. 69.777. Analista: M. Navldad 6.- Anflbol. 69.777. Analista: M. Navldad 7.- Magnetita. 70.068. Analista: M. Navldad 191 2.3.C.- Aspectos petrogenéticos de los skarns câlcicos. Los skarns cêlcicos mineralizados de las bandas milonîticas son fundamentalmente de dos tipos: skarns fêrricos (skarns Ca-Fe- ~Si.) , con magnetita como mena principal o dnica (el skarn del A& Zancado es un claro ejemplo de estos tipos), o skarns ferrocuprî- feros algo mâs complejos (skarns Ca-Fe-Cu-Si), con magnetita y suifuros sucesivos, que es el tipo de mineralizaciôn acompanante mâs frecuente en los skarns câlcicos estudiados (skarns de El Cardosillo, Casa de la Mina, Fuente Cospedal, Vértice Mina... ). En general, los skarns câlcicos son exoskarns câlcicos, se instalan fundamentalmente en el material carbonatado, al que 11e- gan a sustituir completamente, mientras que las faciès de endo— skarn se reducen a tipos granudos feldespâticos, de potencia muy limitada. Estos skarns son de origen bâsicamente infiltracional, pues aunque existen superpuestos fenômenos difusionales en el con tacto con los gneises (facies de endoskarnj, las etapas minerali- zadoras del mismo estân ligadas a fluîdos hidrotermales. Aunque es muy limitado el ndmero de anâlisis sobre fases mi­ nérales de los skarns (reducidos al Cuadro 16. de composiciones de Clpx-And-Ho, de las faciès piroxênico - granatîferas del skarn fê- rrico del A^ Zancado, sin datos sobre la varabilidad composicional del Clpx y Gte segGn las distintas facies e incluso etapas evolu- tivas del skarn, ya que suponemos que esta andradita es un grana- te-2 asociado a la etapa fêrrica, posterior al inicial skarn de diopsido-granate 1, tal vez mâs grosulârico), hemos tratado de es- quematizar los aspectos évolutives principales en la petrogênesis de los mismos. Para estimar las condiciones de estabilidad de las asociacio nés minérales del skarn, es decir, las condiciones de decarbonata- ciôn y metasomatismo de los mârmoles por silicatos del skarn, se han uhilizado equilibrios de fases en el sistema CaO-MgO-AlgOg- 192 -SiO^-HjO-COj» parecidos a los de rocas calcosilicatadas. Si su­ ponemos el skarn câlcico ligado a la etapa metamôrfica de railoni- tizaciôn (Mg), la presiôn confinante aproximada serîa de 4 Kb. En estas condiciones obtendriamos unas temperaturas entre 300 y 540"C, inferiores a las existantes durante el perlodo Mg*. Parece mâs 16- gico asociar el proceso de skarnificaciôn a momentos retromôrficos de la milonitizaciôn (fase M^), como sucederîa tambiên en los skarns câlcicos, extranamente estêriles, de las bandas filonîti- cas. El diagrama T-X^^ calculado a 2.5 Kb (que debe ser la presiôn aproximada durante^M^), se muestra en la Fig. 95. La re- giôn donde la asociaci^n minerai del skarn es estable viene raya- da en dicha figura, donde se observa una evoluciôn minerai (A) del tipo: An-Tr (faciès granuda)/Zo-Tr (facies epidosîtica)/Zo-Di (dio£) sidita)/Gr-Di (skarns piroxênico-granatîfero). Esta regiôn estâ li mitada por las curvas univariantes (UCHIDA y IIYAMA, 1982): 9 Gr + Q + Tr * 25 Di + 6 Zo + IIgO 5 Ce + 3 Q + 2 Zo = 3 Gr + HgO + 5 COg 2 0 + Tr + 6 Zo = 9 An + 5 Di + 4 HgO y senalarla unas temperaturas aproximadas entre 285 y 500*C, para una fase fluîda fundamentalmente acuosa (X^^ menores de 0.03). ZHARIKOV (1970), distingue facies de temperaëura segôn la composi ciôn del skarn, y tipos semejantes a los nuestros, con faciès piro xênico-granatîferas con i epidota, se formarîan entre 3 50 y 550“C. Ademâs, la presencia de idocrasa o vesubianita, adn desconociendo su composiciôn qulmica exacta, en variedades asimilables a tipos de baja temperatura (no asociada a melilita, monticellita o wollas^ tonita), concuerda bien con una fase fluîda hidrotermal enriqueci- da en HgO (HOCHELLA et al. 1982, restringen la idocrasa magnêsica a condiciones de X _ menores a 0.02 para 2 kb de presiôn).CUg A la etapa de skarnificaciôn primera, con formaciôn de clino piroxeno i granate, le sigue una etapa retrôgrada con desarrollo de 193 ü I 0*0 0*0 0*5 j + o t3*o w*o < * Q < * 0 < * 0 W * t - 0 © 0 © © Ĉ ) OJn|Oi»dui»i O 1 > G) W in ender, funda- mentalmente, del volumen de material intruîdo. Asî,es frecuente, que loè afloramientos mayores (p.ej. A* Canuelo en El Caloco, o rîo Frîo en Revenga), sôlo aparezcan deformados y totalmente anfi- bolitizados en sus faciès marginales, conservSndose en el nûcleo los aspectos originales de la diorita holocristalina microgranuda, sôlo parcialmente transformada. Ademâs considérâmes que el carSc­ ter textural de las facies de nûcleo va tambiên ligado al diferen­ te grado de metamorfismo existante entre las bandas milonîti­ cas de Segovia (con F^ penetrativa en gran parte del corredor de cizalla), y las de El Caloco (con F^ responsable de las macroes- estructuras cartogrSficas). De cualquier forma, la instrusividad a favor de las bandas milonîticas es otro factor déterminante de su emplazamiento en tiempos sin-Mg, o algo previos, para las espo- rSdicas faciès con microgranate accesorio, précoces a esta fase. Hemos diferenciado dos grandes grupos de rocas microdiorîti cas en base al carâcter microtextural de las mismas, que va liga­ do al grado de retrometamorfismo sufrido por la roca. Asî hablare- mos de rocas microdiorîticas simplectoides, muy transformadas y me tamorfizadas en las bandas de cizalla de Segovia, y rocas microdio rîticas. o cuarzodiorîticas, con textura diabêsica y con caractères îgneos primaries poco transformados a veces, y que aparecen exclu­ sivamente representados en el macizo de El Caloco. 1. Microdioritas simplectoides.- Son rocas bSsicas de composiciôn diorîtica, que aparecen en cuerpos tabulares de carêcter intrusivo, en los que a veces se aprecian fenômenos de enclavamiento de mate­ rial metamôrfico encajante (Fig. 102). De cualquier forma, no se ha observado en ningûn caso, fenômenos de contacte sobre las series metamôrficas encajantes. 203 Fig-101.- Niveles de microdiorita esquistosados concordan- temente con las series metamôrficas. Fig.102.- Enclave de gneis glandular en rocas microdiorî­ ticas . 204 Aunque en los afloramientos de mayor dimensiôn (rîo Frîo) las faciès centrales carecen de esquistosidad macroscôpica, sien do tîpico entonces las disyunciones en bolos por alteraciôn de la roca bâsica microgranuda, en las faciès marginales o sills de me nor envergadura, aparecen faciès claramente esquistosadas concor dantemente con el encajante. Sin embargo, todas las faciès apare cen frecuentemente anfibolizadas y transformadas, en mayor o me­ nor grado, en una matriz granoblSstica de tendencies simplectîti cas, plagioclêsico-anfibôlicas, que caracteriza a todos estos cuer pos subfilonianos. Aunque poco frecuentes, existen microdioritas porfîdicas con fenocristales de plagioclasa pseudomorfizados, de carâcter xenomôrfico, asî como facies esporâdicas con glomérulos biotîtico-anfibôlicos que reasaltan de la matriz simplectoide, sin que lleguen a representar tipos porfîdicos propiamente dichos. Las microdioritas simplectoides presentan asociaciones mine raies del tipo: 1 - Ho-Plag-Q-Bi-Acc, totalmente anfibolitizada. 2 - Ho-Plag-Q-Clpx-Acc 3 - Ho-Plag-Q-Clpx-Bi-Acc 4 - Ho-Plag-Q-Clpx-Opx-Acc 5 - Ho-Plag-Q-Clpx-Opx-Bi-Acc Las microdioritas con granate microlîtico accesorio son: 6 — Ho—Plag—Q—Bi—Gte—Acc 7 - Ho-Plag-Q-Clpx-Gte-Acc 8 - Ho-Plag-Q-Clpx-Opx-Gte-Acc 9 - Ho-Plag-Q-Clpx-Opx-Gte-Bi-Acc Son rocas microgranudas anfibolîticas de textura masiva, generalmente, aunque existen tipos esquistosos granonematoblSsti COS asociados, e incluso tipos metadiâbâsicos poco transformados texturalmente. El caracterîstico agregado simplectîtico de plagio clasa (a veces mirmequîtica) y anfîbol (tal vez existan simplect^ tas accesorias de plagioclasa-clinopiroxeno), parece envolver y sustituir a los mSficos primarios (orto y clinopiroxeno), anfibo- litizados (Fig. 103); aunque otras veces no se llegan a former ver- daderas sinfslectitas sino mas bien una estrecha pelîcula anfibôlica fibrosa. 205 A/ Fig.103.- Aspecto microestructural de una microdiorita simplectîtica con piroxenos relîcticos. 37603 NP X 10. Fig.104.- Enclaves microdiorlticos en dioritas porfîdicas 206 La plagioclasa, que aparece en microlitos o listones subalo triornorfos con zonado directo normalmente, varia desde composicio nés de labradorita en el nûcleo (An^^), a composiciones de oligo- clasa-andesina en los bordes ^^*^27-32-38^ * Otras veces presentan un cierto reborde bâsico de andesina que puede imprimir un zonado oscilâtôrlo, relativamente complejo. Los fenocristales de plagio­ clasa aparecen totalmente granulanizados y sericitados aunque pare cen ser de composiciôn intermedia (An^^j, a veces con bordes âci- dos. El carScter simplectoide lo adquiere marginalmente los mi- __ crocristales neoformados de plagioclasa, en la interfase con mine raies mSficos anfibolitizados, ya que los bordes que limitan con cuarzo no presentan carScter simplectîtico- Sin embargo, existen casos de agregados simplectoides con los crecimientos dactilîticos radiando hacia el centro del agregado, plagioclasîtico, fundamen- talmente, sin fases mSficas marginales que expliquen su formaciôn, salvo un borde uralîtico intergranular. De cualquer forma los agre gados simplectîticos parecen responder a reacciones clSsicas del tipo: Px + Plag^ + HgO + SiOg = Ho + Plag^ Los piroxenos son relîcticos, frecuentemente anubarrados, y sirven de nûcleo a la hornblenda (2V^=96±3“ y cAz=18i3®), que a su vez se interdigita con la matriz simplectoide, o que puede estar parcialmente biotitizada. El ortopiroxeno es de carScter hiperstê nico (2 x =5242“)r incoloro,y como el clinopiroxeno diopsîdico pue de presenter pequenas lamelas de exoluciôn, asî como inclusiones reticulares de opacos (texturas schiller). En general se pueden apreciar lepidoblastos aislados de mica biotitica en gran parte de las microdioritas estudiadas. Pueden presenter a su vez aureolas simplectîticas tambiên de plagioclasa- -anfîbol o plagioclasa-anfîbol-biotita. Son particularmente profu- sos, los lepidoblastos micSceos, en aquellas faciès de borde inter digitadas con los niveles glandulares milonîticos. 207 El granate aparece sieinpre en cristales microllticos y en proporciones muy accesorias. Es de composici6n Alm^^ GroSg^ (Cuadro 17), relativamente rlco en Mg. En ocasiones estâ tambxên aureolado por coronas simplectoides de plagioclasa-anfîbol o pla- gioclasa-biotita. De cualquier forma, parece claro su origen meta môrfico aunque aparezca como microgranos disperses en las aureo­ las simplectoides de la microdiorita. Los accesorios frecuentes son: circôn, a veces idiomorfo, milimétrico; esfena; opacosy ilmenita, a veces aureolando esfena; calcitay y apatito prismâtico de gran tamano, en tîpicos cristales de tendencies aciculares, incluîdo en plagioclasa y cuarzo. Apare- cen, frecuentemente, haces subparalelos de venas cataclâsticas e hidrotermales rellenas de cuarzo, clorita y epidota, atravesando el conjunto- Micas biotfticas, clorita y actinolita, tarabién apa- recen como minérales secundarios. La composiciôn quîmica de estas microdioritas (Cuadro 17), apunta a têrminos bSsicos de carâcter gabrodiorîtico claramente subalcalino por sus relaciones Alc./SiOg. Al disponer de un Onico andlisis no quedan suficientemente definidos los rasgos geoquîmi- cos de estas rocas que parecen tender a cierta afinidad calcoalca- lina mSs que toelftica, por sus relaciones AlgO^/An, Na^0/K20=l y FeO/FeO+MgO=59.86, aunque en los clâsicos diagramas AFM o AlgO^" -FeO+TiOg-MgO queden claramente indeterminados. En cuanto a ele- mentos traza estSn enriquecidos en cationes de elevado radio iôni- co de carâcter litôfilo (Rb y Cs), con relaciones Rb/Sr de 1.68, y concentraciones moderadas de Ba, Sr, Zr/Y y Zr, pero suficiente­ mente discriminativas respecte a su carâcter calcoalcalino. De cualquier forma, su asociaciôn a zonas orogênicas y la ausencia de fenômenos de zonaciôn o bandeados en los cuerpos mayo res concuerda mejor con esta cierta afinidad calcoalcalina de la roca, que se precisarâ con mayor nOmero de datos quîmicos de la serie. 208 CUADRO .- 17 DATOS QUIMICOS DE ROCAS MICRODIORITICAS 1 SiOg 51.65 AI2O3 15.48 2 fegO] 1.11 Si02 34.08 FeO 9.59 *^2°3 23.03 MnO 0.20 FeO 23.95 MgO 7.10 MnO 0.68 CaO 8. 30 MgO 7. 38 Na^O 1.51 CaO 8-86 K 0 1.522 TOTAL 97.99 Ti02 1.43 P2O5 0.19 H2O 1.54 TOTAL 99.62 Ba 152 Si 5.45 Ce 34 A1 4.35 Cr 309 Fe 3.20 Ga 20 Mn 0.09 La 48 Mg 1.76 Ni 29 Ca 1.52 Rb 192 Sr 114 Th - Aim 48.70 V 240 Gros 23.14 Y 19 Pir 26.79 Zr 101 Bsp 1. 37 1.- Boca ndcrodlorîtica. 70115. Analista: C. Villaseca 2,- Granate de microdiorita. 74212. Analistas; C. Villaseca y C. Casquet 209 2.- Diorltas y cuarzodioritas diabâslcas.- De yacimiento semejan­ te a los tlpos anteriores, tambiên se diferencian poco de elles macroscupicamente pues aparecen como rocas bSsicas raicrogranudas, localmente porfîdicas y pegmatîticas, con faciès de borde esguis- tosadas, como apuntâbamos en su momento (FUSTER et al. 1982b). En El Caloco aparecen como cuerpos de volumen algo mayores,en ge­ neral, a los ya estudiados, e intrusivos segûn alineaciones subpa- raielas a las de la banda de cizalla (Fig. 61). Presentan mejor conservados los caractères îgneos primaries de la diorita, apareciendo generalmente como rocas holocristalinas microgranudas, de textura diabâsica évidente. Las cuarzodioritas porfîdicas, de grano algo mayor, presentan microenclaves autollti- cos de las faciès de grano mSs fine (Fig. 104). Mo se han encontra- do enclaves xenolîticos, y el contacte con la series metamôrficas es neto y concordante. Aunque en su momento ligamos los fenômenos de skarnificaciôn infiItracional a procesos de metamorfismo de contacte, por la in- trusiôn de estos cuerpos bâsicos (FUSTER et al- op.cit.), la apari ci6n, ajena a estos cuerpos, de la gran mayorla de los skarns cSlci COS, asî como la ausencia generalizada de fenômenos de contacte con el reste de las series miloniticas encajantes, nos obliga a abando- nar las ideas de termometamorfismo ligado a estos volûmenes meno- res. La mineralogîa de estas facies es menos variada que la de los tipos microdioriticos descritos, y con asociaciones idênticas o équivalentes a las présentes en aquellos: 1 - Ho-Plag-Q-Bi-Acc, en anfibolitas esquistosadas 2 - Ho-Plag-Q-Clpx-Acc 3 - Ho-Plag-Q-Clpx-Bi-Acc y paragônesis mixtas entre la 6 y la 7 descritas: 10 - flo-Plag-Q-Bi-Clpx-Gte-Acc 210 No aparecen tipos diorîticos con ortopiroxeno, y las asociaciones con granate son afin mSs esporâdicas. La textura tîpica de las facies granudas es la textura dia- bSsica, en la que los listones subidiomorfos de plagioclasa poco zonada rodean al anflbol hornbléndico, que présenta clinopiroxeno incolore de tipo diopsidico como nûcleo relicto. PetrogrSficamente son tipos similares a los descritos, mine- ralôgicamente presentan fases équivalentes, aunque es caracterîsti ca la ausencia de procesos simplectfticos entre la plagioclasa y el anffbol. Asî, la plagioclasa raaclada en leyes de albita o karlsbad, po lisintêticas, présenta caractères composicionales (An^^.^g)' con bordes âcidos (An^^^g), équivalentes a los tipos anteriores. La generaciôn precoz de plagioclasa mâs bSsica, en megacristales de zonado oscilatorio (An^gg^J, frecuentemente anubarrados, es tam- biên similar. En las faciès cuarzodiorîticas, mâs diferenciadas, aparecen plagioclasas mirmequîticas en la matriz. El granate, en estos tipos diabSsicos, aparece también en mi- crolitos xenoraôrficos, algo transformado en materiales micâceos, y sin relaciones petrogrSficas claras con las fases minérales fonda­ mentales de la roca. Tîpicas aureolas de esfena alrededor de opacos, y allanita zonada.pleocroica, son los accesorios comunes de estas faciès. Los têrminos anfibôlîticos de borde son rocas esquistosas de grano mâs fino, con foliaciôn granoneroatoblâstica bien desarrollada. Mâs transformados que las faciès diorîticas holocristalinas, no conservan piroxenos primarios y la plagioclasa estâ fuertemente curvada, granularizada y recristalizada en têrminos oligoclâsicos ^̂ ”25-32*' 211 2.4.b»~ Rocas pegmaplltlcas (y episienitas). Miveles pegmaplîticos de variada potencia, en general mêtr^ cos, milonitizados y esquistosados en estas bandas de cizalla, a- parecen con diverse grado de profusiôn. En general son rocas âci- das diferenciadas, ricas en feldespatos alcalinos, de textura peg- maplftica évidente. Suele ser fâcil distinguir estas rocas de los leucogneises milonitizados aunque carecen de indicios de intrusi- vidad en las series metamôrficas: ausencia de enclavamientos y de fenômenos de contacte. Sin embargo, su carâcter granudo, a veces pegmatîtico, con pobreza de micas, ausencia generalizada de miné­ rales alumînicos (sillimanita, granate), y su carâcter algo alca­ line con microclina dominante (plagioclasa albîtica subordinada), son criterios suficientes para discriminarlos. Aparecen estas ro­ cas frecuentemente "rosadas", a veces en faciès claramente episie- nlticas, con cuarzo accesorio, como consecuencia de reactivaciones tardias de estas bandas de cizalla. Las paragênesis encontradas son: 1 - F)ç-Q-Plag-Micas (Ms-ClorJ-Acc 2 - Fk-(Q)-Acc, en microclinitas episienîticas Se presentan como rocas holocristalinas granudas, de grano roedio-grueso, mal foliadas, con texturas de deformaciôn intensa. Estân muy granularizadas, microclinizadas y cataclastizadas en los procesos tardios de cizalla, con desarrollo de venulados, discor­ dante o intersticiales, de albita, epidota y fluorita (parag. 2). Siempre presentan apatito en gran abundancia, de carâcter algo in tergranular, en profusos granos de tendencia idiomorfa o subidio- morfa. A veces aparece accesoriamente: casiterita, opacos cdbicos y circôn. Otras rocas granudas de carâcter pegmatîtico que afloran en œ tas bandas de cizalla, son faciès ricas en calcosilicatos: diopsi- do, actinolita, epidota, esfena, que al aparecer en cristales de 212 elevado Idiomorfismo, intersticiales, y agregados a veces en pseu- doniveles monominerales, parecen representar tipos skarnoideos de afloramiento discontinuo, semejantes a las faciès granoblâsticas de los skarns infiltracionales câlcicos y magnésicos, mâs que peg matitas alcalinas intrusivas. 213 IV.3.- Bandas flloniticas. Son las bandas de cizalla mâs orientales de la zona de estu- dio, y forman una alineaciôn paralela de, al menos, très grandes corredores filonlticos (Fig. 71J î 1) Filonitas de la zona de La Atalaya 2) Filonitas de Palazuelos-San Cristôbal, de afloramiento in termitente 3) Filonitas de Tirobarra-C* Baterîas-Segovia, sin lugar a dudas,la banda filonitica de mayor envergadura. El carâcter petrolôgico dominante en estas zonas es la ten­ dencia a la "uniformidad” de las litologîas. Es decir, existe muy poca variaciôn de los materiales que en ellas aparecen, y norma^ mente es imposible discriminar la litologîa original antes de la deformaciôn y retrogradaciôn extrema. Aunque entraremos a conti- nuaciôn a describir los tipos petrogrâficos en ellas existantes, es con mucho mayoritaria la presencia de rocas de aspecto esquis toso, de carâcter filonîtico, las que por su relativa monotonia definen estas bandas. El estilo tectônico de las bandas filonîticas difiere del de las milonîticas en la ausencia macroscôpica de relictos de una etapa deformativa anterior, ya que el dltimo elemento planar pene trativo existante es una foliaciôn de cizalla filonîtica, ligada a momentos de blastesis. No se aprecia ningûn tipo de zonado estructural en estas bandas de cizalla. El carâcter retrôgrado del metamorfismo en ellas generado, y los procesos petrogenéticos ligados a estos sectores, descritos mâs adelante, son otros tantos criterios definitorios del carâcter petrolôgico dishintivo de las bandas filoniticas. 214 3.1.— Petrqgrafîa de los tipos litolôgicos asociados. En estas bandas aparecen fundamentalmente dos tipos de lito logîasi los gneises porfidoclâsticos y los gneises filonlticos es quistosos (de aspecto pizarreno): 1) Gneises porfidoclâsticos.- Bastante infrecuentes, representan los tipos mâs "externos", o mejor dicho, las litologîas menos re construîdas y en posiciones lindantes, de estas bandas de ciza- llamiento. No s61o se reconoce los caractères texturales origina­ les del gneis (glandnlarj sino que el carâcter metamôrfico de al­ to grado estâ s6lo parcialmente transformado por los procesos re- tromôrficos cataclâsticos. Estos gneises porfidoclâsticos,que fue ron anteriormente confundidos con rocas deformadas en el emplaza- miento de los granitoides tardîos (RUBIO y VILLASECA, 1981j, pre­ sentan asociaciones minérales del tipo: Q-Plag-Fk-Clor-Seric-Pinn-Acc Aparecen como facies cataclâsticas de visu, con fracturaciôn de megacristales y granularizaciôn importante de la matriz. La roca se présenta fuertemente retromorfizada, con moscovitizaciôn (y sericitizaciôn) de feldespatos, pinnitizaciôn de cordierita, cio ritizaciôn de biotita, recristalizaciôn de cuarzo, apariciôn de apatito de gran tamano ligado a procesos de alteraciôn de la ro­ ca en ambiante hîdrico. La composiciôn quîmica de estas rocas (Cuadro 14j refleja, respect© de los tipos cuarzofeldespâticos normales, un enriqueci^ miento en ferromagnesianos y Ba, y una disminuciôn de âlcalis (K, sobre todo), tal vez sîlice, asî como una inversiôn de la relaciôn Rb/Sr (debido a la migraciôn del primer©), durante el procès© de cataclasis, evoluciôn geoqulmica seme jante a la p.lanteada en los procesos milonîticos. El carâcter aloquîmico del metamorfismo de la roca, refle- jado no s6lo geoquîmicamente sino tambiên por la sustituciôn gene ralizada de los minérales originales por otros mâs hidratados o 215 rlcos en volStiles (p.ej. apatitoj, que implican la existencia de una importante fase flulda intergranular; asî como su asocia­ ciôn a una etapa tectônica relativamente frâgil-ddctil, posterior al climax metamôrfico , nos induce a considerar como hidroter- mal el carâcter del metamorfismo sufrido por estas rocas. 2) Filonitas.- Las rocas filonîticas aparecen como tipos esquis- tosos degrano fino a grueso y raarcada foliaciôn, con apariciôn frecuente de pequenos agregados récristalizados de cuarzo o cuar zofeldespâticos, granudos, de carâcter lenticular. Presentan aso ciaciones minérales del tipo: 1 - Q-Micas(Bi-Clor-Ms)-Seric-Acc 2 - Q-Micas(Bi-Clor-Msj-Seric-Alm-Acc 3 - Q-Plag-Micas(Bi—Clor-Ms)-Seric-Acc 4 - Q-Plag-Micas(Bi-Clor-Ms)-Seric-Pinn-Acc 5 - Q-Plag-Micas(Bi-Clor-Ms)-Seric-Pinn-Alm-Acc 6 - Q-Plag-Micas(Bi-Clor-Ms)-Seric-Cdta-Alm-Sill-Acc ordenadas, aproximadamente, de mayor a menor grado de transforma- ciôn. Indudablemente existen tipos cuarzofeldespâticos interme- dios, o gneises algo filonlticos, no sôlo en zonas aledanas sino tambiên en microbandas de cizalla, con caractères mixtos con los tlpos ortoderivados ya descritos anteriormente. Petrogrâficamente las filonitas son rocas cuarzomicâceas de esquistosidad lepidofibrosa acusada, en las que pueden apreciarse indicios de movimientos diferenciales: plegamiento apretado de su perfides de deslizamiento de primera generaciôn (estructura len­ ticular de SPRY, 1969), micas corabadas que se disponen segdn ângu- los fuertes a la esquistosidad dominante, microplegado con despe- gues-falla del flanco... etc. Asimismo, las deformaciones intra- cristalinas son frecuentes: granularizaciôn de minérales prefilo- nlticos (granate y feldespatos), pianos de dislocaciôn (cuarzo), kinkados (micas)... Los minérales relictos aparecen metaestables y en diverse 216 grado de transformaciôn a los minérales neoformados en la filoni- tizaciôn. El granate aparece subredondeado, en parte por el "trans porte" sufrido, pues ha rodado a lo largo de los pianos de desliza miento, mientras que los feldespatos primarios (de los que sôlo de la plagioclasa quedan testigos), aparecen fuertemente dislocados, anubarrados, sericitizados, en texturas amigdalîticas, y con pro­ cesos de exoluciôn antipertîticos, e incluso parcialmente pseudo- morfizados por agregados fibrorradiados criptosericlticos. La fi- brolita, cuando aparece, se encuentra incluîda en los husos fibro sericîticos de la filonita. Algunas masas criptosericîticas po- drîan representar antiguas cordieritas. Los accesorios frecuentes de las filonitas son: apatito, turmalina, circôn, fluorita y opa­ cos (ôxidos de hierro). Al igual que enlos gneises porfidoclâsticos, los procesos re- tromôrficos son abondantes y llegan a enmascarar el carâcter ori­ ginal de la filonita. La filoblastesis de biotitas sageniticas, clorita, moscovita, sericita y materiales pinnîticos, a veces pre ferentemente en bordes de grano de la matriz cuarzofeldespâtica; asî como la apariciôn de grandes cristales de apatito, y a veces de fluorita, y tucmalinizaciôn parcial de la filonita, nos obliga de nuevo a caracterizar como hidrotermal el metamorfismo sufrido por estas rocas. 217 3.2.- Procesos ligados a las bandas filonîticas. Al igual que en las bandas milonîticas,se emplazan a favor de estas zonas una serie de cuerpos magmâticos menores, de hecho frecuentemente de carâcter hidrotermal o pegmatîtico, que ocasio- nalmente provocan fenômenos de skarnificaciôn y mineralizaciôn se gôn estos corredores- 3.2.a.- Rocas sîliceas y aplopegmatîticas intrusivas. Una serie de cuerpos subfilonianos de carâcter âcido se in- yectan a lo largo de estas bandas. Es por ello frecuente la apa­ riciôn de venas silîceas, tipos cuarzofilonîticos, y rocas hidro termales, aboudinadas y cizalladas en estos sectores (en momentos sin-finifilonîticos), con asociaciones minérales semejantes a las descritas: Q-Clor-Ms-Seric-Bi-Acc que incluso de visu podrîan confundirse con têrminos cuarcîticos, sino fuera por su carâcter intrusivo, roasivo, y subfiloniano, ca- racterîstico. Las micas fundamentales (clorita vermicular y seri­ cita) , forman tapices afieltrados o serpentean a borde del agre- gado poligonal de cuarzo suturado. A veces las cloritas forman pseudomorfos de antiguos cristales romboidales (?). Apatito, cir­ côn, hematites lamelar y otros opacos, son los accesorios comunes de estas venas, a veces excavadas para bdsqueda de indicios metâ- licos, como ocurre en algunos filones mineralizados que luego des cribiremos. En âreas prôximas a San Cristôbal de Segovia, adyacentes a la prolongaciôn septentrional de la banda filonîtica de Palazuelos, aparecen volûmenes discrètes de leucogranitos silîceos y cuarzo- granitos, en general poco deformados aunque bastante transformados hidrohermalmente, con anubarramiento generalizado de los feldes­ patos alcalinos, y sericitizaciôn intergranular y de los lepido- blastos moscovîticos-biotîticos. Ricos en circôn idiomorfo, esfe­ na s opaquizadas y sulfuros cûbicos, presentan accesoriamente anda- 218 lucita pleocroica segdn las bandas moscovîtico-sericîticas lepi- doblâsticas. Hay tambiên, turmalina intersticial, apatito alotrio morfo, y tal vez topacio muy esporâdico. Otros filoncillos que intruyen a favor de estas zonas de ci zalla son de cuarzo-turmalina. Estas turmalinitas (Q-Turm-Acc) aparecen como rocas fuertemente deformadas, con el cuarzo en cris taies denticulados policristalinos, de grano fino, y la turmalina granularizada y orientada dimensionalmente de manera concordante a la foliaciôn filonîtica. Incluso aparece un bandeado de color en la turmalinita masiva dependiendo del grado de granularizaciôn de la roisma (turmalina azul en las bandas microcristalinas y tur­ malina anaranjada en las megacristalinas). 3.2.b.- Filones y venas mineralizadas. A veces estas venas silîceas y pegmatîticas aparecen minera­ lizadas segdn estas zonas de fractura, como metalotectos en gene­ ral poco explotados (caso del Rancho de Leopoldo Moreno, Fig. 71). Los indicios de Baterîas y alrededores de Palazuelos, los supone- mos ligados a mineralogênesis segdn estas bandas filonîticas. Las venas y filones del Rancho de Leopoldo Moreno aparecen encajadas en gneises filonlticos de la alineaciôn La Granja-La Atalaya. No son fracturaciones tardihercînicas, aunque sus direc­ trices estructurales hayan sido aprovechadas en reactivaciones posteriores. De hecho, a favor de la falla de La Granja-Pedraza aparecen sectores mineralizados, con sulfuros hipogénicos (calco pirita, arsenopirita, pirita, ...), a veces explotados mediante excavones o pequenas galerîas, que seguramente datan de momentos tardihercînicos. Un hecho fundamental caracterîstico y definitorio de las ni- neralizaciones hidrotermales tipo "Atalaya", es la ausencia de tramos paraderivados (calcSreos o pelîticos) apreciables en la banda. Las mineralizaciones son en venas siempre encajadas en gneis filonîtico. 219 Las menas encontradas son fundamentalmente de mispîquel, aunque se pueden distinguir dos etapas de formaciôn de sulfuros: una primera de arsenopirita-pirita, y otra mâs tardîa de pirroti- na-blenda, a favor de fisuras de la mena de arsenopirita o mispî- quel, principal. Algo de scheelita accesoria existe. Todas las fases metâlicas aparecen cataclastizadas y alteradas a escorodita, goethita, malaquita y azurita, supergénicos, estando incluîdos en una ganga bien de cuarzo filoniano, mâs o menos milonitizado, con micas sericiticas y feldespatos accesorios; bien en gangas mâs complejas fibrosorradiadas de carbonato y clorita, con escapoli- ta intersticial y apatito accesorio en grandes cristales anhedra- les. Estas pseudoskarnificaciones debemos suponerlas originadas por fenômenos de percolaciôn de fluïdos enriquecidos en CO^ que deposita calcita intersticial como ganga de las mineralizaciones hidrotermales. 3.2.C.- Skarns câlcicos infiltracionales y estêriles. Aunque no es muy frecuente en estas bandas, debido a la ge­ neralizada ausencia de materiales de reconocible naturaleza para- derivada, aparecen verdaderas skarnificaciones en zonas prôximas a las ruinas del Palacio de Santillana, en la banda filonîtica mâs occidental, la de Tirobarra-Segovia (Fig. 71). Es un skarn câlcico deformado, con bandeado composiciona1 évidente, encajado en estos gneises filonîticos descritos. En el afloramiento no se encuentran vestigios del material carbonatado primario quedando reducido el skarn a tipos piroxênico-granatîfe- ros parcialmente reemplazados por tipos anfibolîticos, y todos ellos interpenetrados por venas leucocrâticas de carâcter plagio- clasltico o cuarzoplagioclasîtico. Interpretamos estos skarns câlcicos como de origen infil- tracional por fluîdos hidrotermales percolantes que reaccionan con un lentejôn carbonatado al que transforman totalmente, gene- rândose un skarn estêril desde el punto de vista econômico (no 220 hay deposlclôn visible de menas metâlicas). Las facies piroxénico-granatiferas son rocas holocristali­ nas de grano fino-medio, de tendencias hipidiomôrficas, que pre­ sentan asociaciones minérales del tipo: 1 - Plag-Di-Acc 2 - Plag-Di-Gros-Acc con esfena y apatito idiomorfos, de gran tamano a veces, como ac­ cesorios principales. En general, la grosularia es de carâcter tardîo respecto a la plagioclasa-diopsido, disponiëndose intersticialmente, a veces en texturas de "nido de abeja". Estas faciès, que como apuntâbamos pueden presenter esquistosidad nematoblâsticas acusada, aparecen generalmente transformadas por la etapa hidrotermal sucesiva. AsI, las plagioclasas presentan fuerte anubarramiento y sericitizaciôn, el diopsido aparece actinolitizado y cloritizado, y el granate fuertemente transformado a clinozoisita, que tambiën aparece en venas discordantes atrevesando el agregado minerai de estas faciès. Las faciès anfibollticas reeraplazan a la etapa piroxênica previa del skarn que queda relîctica a modo de ndcleos de blaste sis de la hornblende. Las anfibolitas pueden estar orientadas o aparecer como tipos pegmatiticos holocristalinos. Algunos tipos son glomeruliticos, con plagioclasa en agregados a veces de inter crecimiento con el anfîbol. Las asociaciones minérales encontra­ das son: 1 - Ho-Plag-Di-Acc 2 - Ho-Plag-Q-(Fk)-Di-Acc 3 - Ho-Plag-Q-Acc que correspondes a tipos anfibolîticos pegmatoideos (parag. 2), con feldespato potâsico en antipertitas de plagioclasa simplec- tîtica con cuarzo;.y tipos bâslcos con anfîbol mayoritario (pa­ rag. 1). En todas ellas, esfena y apatito, a veces en agregados 221 arrosariados, son los accesorios tîpicos. Las plagioclasitas aparecen en vênulas generalmente discor­ dantes, de dimensiones centimêtricas, como rocas blancas de carâc ter granitoide. Su composiciôn mineralôgica varîa poco de: 1 - Plag-Acc 2 - Plag-Q-Acc Son rocas holocristalinas panidiomôrficas con cuarzo de cris^ talizaciôn tardîa. De forma intersticial a la andesina aparecen grandes idioblastos de esfena, epidota, clinozoisita y actinoli­ ta con nGcleos relîcticos de diopsido. Apatito y circôn prismS- ticos son accesorios. * Los skarns câlcicos aparecen en frentes zonados de distinta na­ turaleza. Si suponemos que alguno de estos frentes es de gene­ raciôn posterior, o que se han borrado frentes durante las eta­ pas sucesivas de skarnificaciôn, los valores termodinâmicos de la etapa inicial piroxênica (o piroxênica-granatîfera), varia- rîan (p.ej. evoluciôn B de la Fig. 95). Trabajos mâs detallados podrân afinar la equivalencia o no de la etapa primera de skar­ nificaciôn con la fase milonîtica M 2 » como por otra parte pare­ ce évidente en el caso de los skarns magnésicos con espinela. V.- METAMORFISMO HERCINICO Y EVOLUCION DE GRADIENTES GEOTERMICOS 223 El estudio petrogrâfico detallado de las distintas litolo gîas metamôrficas, aunado a la geoquîmica de fases ferrromagne- sianas présentes en las mismas, ha permitido realizar un estudio comparativo y sintêtico de la evoluciôn de parâmetros fîsico-quï- micos durante las distintas fases del metamorfismo hercînico. El primer hecho significative al estudiar el carâcter del metamorfismo en esta regiôn catazonal es la imposibilidad de car- tografla de zonas metamôrficas propiamente dichas, ya que los ma­ teriales équivalentes entre sî presentan asociaciones minérales semejantes en toda la zona de estudio. Asimismo, el metamorfismo polifâsico parece evolucionar se- gGn gradientes équivalentes en todos los sectores aunque hay que apuntar que con diferente "intensidad” segûn el distinto grado de deformaciôn sufrido por la roca. En las bandas de cizalla es don- de aparece con mayor claridad la evoluciôn de gradientes geotêr- micos durante el metamorfismo hercînico, porque fuera de las mis mas la intensidad dé los procesos reconstrutivos de las litolo- glas primarias, parecen haber actuado con menor rigor. Asociado a estos sectores milonîticos estâ la apariciôn prâcticamente exclusive de ciertos minérales indices de presiôn intermedia; distena y estaurolita (e incluso en menor grado, gra nate relativamente rico en piropo), ligadas a la primera fase me tamôrfica apreciable en el sector estudiado, y evolucionando reac cionalmente a minérales de fases posteriores. I,aapariciôn de es­ tas "dorsales de distena" (la estaurolita es extremadamente acce soria,y el piropo es inidentificable petrogrâficamente), indiscu- tiblemente ligadas a aquellas zonas de complejidad tectônica, res^ ponden a una cierta discordancia metamôfica cartografiable, entre facies milonîticas o no, de tipos litolôgicos équivalentes. Pues no cabe interpreter las dorsales de distena ni como irrupciôn de litologîas exôticas a favor de estas zonas de cizalla, ni tampoco como relictos de un metamorfismo antiguo, en rocas de contrastada edad con los tipos no afectados por los procesos de cizallamiento. 224 Por otra parte, los aspectos microestructurales de la blastesis de distena indican una asociaciôn de la misma,en parte, a fenôme­ nos de exoluciôn en feldespatos progresivamente dislocados en el proceso de cizallamiento. Las bandas milonîticas, como bandas de cierto metamorfismo discordante, responden a diferencias cualitativas del gradiente geotërmico dentro de un rêgimen y evoluciôn tipolôgica del meta­ morfismo, ûnico en toda la regiôn de trabajo. A partir de los estudios petrogrâficos realizados en los dis tintos grupos litolôgicos,se puede esquematizar una evoluciôn me­ tamôrf ica en très fases de caractères termodinâmicos diferentes: 1) Etapa inicial de gradiente geotërmico bajo (M^), en condiciones de presiôn intermedia, con blastesis Indices de: Gte+Clpx+Ilm, en metabasitas Gte±Dist±Est±Sill, en rocas pelîticas y/o cuarzofeldespâ ticas 2) Etapa segunda de gradiente geotërmico elevado (Mg), en condi­ ciones de baja presiôn, con blastesis Indices de: Ho+Plag+Esf, en metabasitas Bi+Sill+Cdta+Sp (±Cdon), en rocas pelîticas y/o cuarzo- feldespâticas Di+Fo+Clhu+Sp, en rocas carbonatadas Di+Gros, en rocas calcosilicatadas Estas dos etapas metamôrficas son de carâcter regional, generando una esquistosidad de flujo Onica (S’), patente en toda la zona de estudio, 3) Etapa tardîa, fundamentalmente retromôrfica (M^), con diferen­ te grado de penetratividad en sectores. Las blastesis Indices principales de esta fase metamôrfica son; Simplectitas y micas, en metabasitas Sill+Ms+Ab+Clor, en rocas pelîticas y/o cuarzo feldespâ­ ticas . 225 Sptina+Trem+Clor, en rocas carbonatadas Act+Ep+Clor, en rocas calcosilicatadas 226 V.I.- Metamorfismo inicial de bajo gradiente geotërmico (M )̂ En los estudios ya clâsicos sobre el metamorfismo herctnico de la Sierra de Guadarrama, se hace referencia al carâcter de gra diente geotërmico bajo asociado a la primera etapa reconstructiva visible, citândose valores aproximados a 25±5®C para el mismo (FUSTER et al. 1974). Definido como un metamorfismo barroviense de alta presiôn por los autores citados, otros autores lo nombran como de presiôn intermedia (BELLIDO et al. 1982), mâs afin a estos valores del gradiente geotërmico (MIYASHIRO, 1973). Basândose en los datos expérimentales de estabilidad del punto triple de los silicatos alumînicos y de desapariciôn de es taurolita, se han definido valores de temperatura en el interva- lo de 565-700**C (FUSTER y GARCIA CACHO, 1971) , con unâ aproxima- ciôn media a 650®C (BISCHOFF et al. 1973), valores entre los que se mueven la roayorîa de autores (p.ej. ARENAS et al. 1980). Exis te no obstante, una imprecisiôn sobre los valores conjuntos pro­ bables de P-T de esta etapa. La presiôn generalmente ha sido fi- jada en valores mînimos de 5-5 Kb (presiôn mînima de apariciôn de distena, segGn RICHARDSON et al. 1969, en las condiciones del punto triple), salvo excepciones en que se aventuran presiones mayores (8-9 Kb) sin explicaciôn convincente sobre estas variacio nés (BISCHOFF et al. op. cit.), o incluso presiones menores (2-3 Kb) a las de la etapa metamôrfica prograda siguiente, en clara oposlciôn con el esquema metamôrfico hercînico (APARICIO y GARCIA CACHO, 1982). El estudio topolôgico previo de las paragênesis relictas aslmilables a esta primera etapa metamôrfica, como serîa la inter secciôn de las curvas expérimentales de desapariciôn de estauroli^ ta (HOSCHEK, 1969, en WINKLER, 1978), y de estabilidad de los po limorfos distena-sillimanita (HOLDAWAY, 1971; RICHARDSON et al. 1969), nos limitan los valores termodinâmicos a condiciones mini­ ma s aproximadas de; 665*C y 6.5Kb (Fig. 106), que se precisarân a continuaciôn, en el estudio geoquîmico de los mâficos de rocas metabâsiticas. 227 5 T “C Fig. 105 - Concliclones del Tnetmnorflsm % de alto gradiente geot^mloo. Fxolicacidn en el texto. 500 Fir,. 100 - Condiciones de las etanas netanortlcas M y Tl^rlicaclôn en el tc:±o. 228 1.1.— Carâcter eclogltico de algunos tipos tnetabasîticos. El estudio de los ferromagnesianos relictos de la primera etapa metamôrfica: granate y clinopiroxeno, présentes en têrminos ortoanfibolîticos, puede utilizarse para aquilatar las condicio­ nes del equilibrio: 1/3 Mg^AlgSi^Oia + CaFeSigOg = 1/3 Fe2Al2Si20^2 + CaMgSi^Og Piropo Hedenberglta Almandino Diopsido que podrîan ser équivalentes a las rainantes en aquella primera fase de blastesis metamôrfica. Las fracciones molares de Fe, Mg y Ca del granate y del clinopiroxeno aparecen tabuladas (Cuadro 18), y es de sobra cono- cido que el estudio del coeficiente de reparto de Fe y Mg entre ambosminérales es un geoterraômetro de reconocida validez. Para una presiôn conocida, ELLIS y GREEN (19793, aplican una ecuaciôn general de variaciôn del respecto a la temperature y fracciôn molar de Ca en el granate, del tipo: 3104 + 3030 + 10.86 P (Kb) T (*K) = ------ Ln Kp + 1.9034 en la que se aprecia el limitado efecto del factor presiôn en la ecuaciôn, efecto ya reconocido desde principios de la dëcada de los setenta, y que algunos autores confundieron con el mayor efec to producido por la fracciôn molar de Ca del granate. Asî pues los valores de temperatura obtenidos deben considerarse como bas^ tante aproximados (Cuadro 18). Por otra parte, la composiciôn quîmica del granate de las ro cas bôsicas coronîticas, con relaciones Fe/Mg de aproximadamente 65, que para los valores obtenidos de 685-700*C de temperatura, nos fijarîa la presiôn en valores cercanos a los 8 Kb, para Pĵ = o de 7 Kb, para P^ ^ = 0.4 P^ (HOLDAWAY y LEE, 1977), ^ 229 O rrmvo O gOg i a « g u (Nrsj rsl m O tr> w «o g Cl 53 OO X Oi r—IO o'—I m CN CMm en m CM S Pm S fljI X a u aiCm 8 I+ 0)Cm i* o >, w M g 0)4J U X § s «0 c 2 o 230 condiciones minimas para la apariciôn de distena a esas tempera­ tures evaluadas (Fig. 106). Asimismo coincidentes son los valores de presiôn deducidos por la presencia de clinopiroxeno algo jadeltico en ortoanfiboli­ tas. Su composiciôn Jd^^Ac^Ts^^Hd^2Di26' asimilable a têrminos eclogiticos segdn indices Jd/Ts mayores a 0.8 (WHITE, 1964), fija rian para la temperatura aproximada de 700”C, una presiôn mâxima de 10.5 Kb (Fig. 106). La apariciôn de paragênesis eclogîticas en los tipos grana- tîticos bSsicos se realiza sin équivalentes en las rocas anfibo- lîticas en que se intercalan, mâs leucocrâticas, con paragênesis que incluyen feldespatos primarios, bien del tipo Q+Plag+Clpx+ +Gte(+Ho), o incluso de composiciones mâs granitoideas: Q+Plag+ +Fk+Clpx (+Ho.) . Los esquistos metapellticos enca jantes presentan tambiên texturas reaccionales con una primera paragênesis enca- jable en facies de anfibolitas de grado medio-alto de carâcet bâ rico impreciso (Q+Plag+Gte±Bi). Las asociaciones "eclogîticas” clpx+gte son mâs frecuentes en rocas con muy bajo contenido en Si02 y abundante olivino nor­ mative (GREEN y RINGWOOD, 1967), en litologîas composicionalmente mâs subsaturadas que las granatitas "eclogîticas" estudiadas, de tendencias gabroideas. Sin embargo, las granatitas no pueden interpretarse como ma­ teriales con paragênesis relictas o extranas respecto a las de las rocas acompanantes. Asî pues, el carâcter pobremente saturado de las granatitas, comparado con el resto de las litologîas de la zona, la abundancia de diopsido (e hiperstena e ilmenita) norma­ tives, y unas relaciones Mg/Fe y Ca/(Ca+Mg+Fe) prôximas a 0.57 y 0.37 respectivamente, deben haber favorecido el carâcter eclogîti co que presentan estas faciès litolôgicas, mâs que otros facto- res imprécises de carâcter termodinâmico. Son rocas bâsicas de 231 composiciôn apropiada, algo mâs compétentes y anhidras, que apare cen en afloramientos tan minâsculos que hace impensable cualquier cambio sustancial de presiôn o temperatura con respecto a los ma­ teriales asociados. El carâctér ciertamente anhidro del metamorfismo inicial en estas rocas anfibôlicas es tambiên visible en los tipos coronîti- cos de Vegas, donde aparecen paragênesis metamôrficas de tendencia granulîtica. Asî debe interpretarse la evoluciôn del ortopiroxeno y la plagioclasa primarios a coronas de granate relativamente ri­ co en piropo (33%, o 38% si ahadimos la grosularia), astable a es tas presiones intermedias de 7-8 Kb, en rangos de temperatura cer canos a los 700"C. El ortopiroxeno, sin embargo, es inestable pa­ ra estos valores "bajos" de temperatura y debido a su carâcter alumînico se transforma en granate y cuarzo (y mâs accesoriamente en biotita), sin generaciôn de clinopiroxeno (NOCKOLDS et al. 1978X Paragênesis de transiciôn de facies anfibolitas a un carâcter gra nulîtico serîan las équivalentes de: Gte+Clpx+Plag+Ilm en algunas rocas ortoanfibolîticas. 232 1.2.- Bandas de distena en corredores wilonîticos. La primera fase metamôrfica viene expresada en rocas pelîti cas y cuarzofeldespSticas por la paragénesis indice mâs compléta de: granate-distena-estaurolita-sillimanita, que aparece fundamen talmente impresa en rocas miloniticas. Poco mâs podemos precisar de las condiciones ambientales del metamorfismo, durante la primera etapa, de lo ya deducido en ro­ cas metabasiticas. La estaurolita, ferromagnesiano eatable en gra do medio de metamorfismo a presiones variables (WINKLER, 19781 , aparece como fase relicta s6lo en un par de rocas muestreadas (leucogneises milonitizados), curiosamente de composiciôn poco apropiada segûn los diagramas clâsicos de restricciones quîmicas, para rocas con estaurolita. De cualquier forma, la apariciôn tan accesoria y residual de la misma, implica que debemos haber supe­ rado sus condiciones de estabilidad, probablemente segQn reaccio nés del tipo (Fig. 106): Sta + Ms + Q = S.A. + Bi + HjO Parte de la sillimanita microlftica la considérâmes ligada a esta fase, por afinidad textural a la distena a la que se asocia, como vimos anteriormente. No se ha observado, en ningûn ejemplar, la transformaciôn de un polimorfo en otro, aunque la blastesis de distena es mâs corta, y probablamente precoz, respecte a la de si­ llimanita . La apariciôn de distena relicta se realiza, como apuntaba KILMURRAY (1976j, segûn unas bandas determinadas, que son las co- rrespondientes a los corredores milonlticos de la regiôn de estu- dio(Fig. 71). Aunque aparece muy accesorlamente, de manera esporâ dica, en tipos poco cizallados prôximos a las formaciones milonî ticas, es en estas rocas donde de manera profusa la encontramos neoforraada. La blastesis de distena parece coligada al proceso de cizallamiento, y define una autêntica discordancia metamôrfi- 233 ca, ya que hace aparecer una "zona mineral" nueva en esta regiôn catazonal. En nuestro caso no se puede suponer que la apariciôn de la distena se deba a efectos de nClcleo o de fuentes têrmicas importantes segûn estas bandas (FONTEILLES y GUITARD, 19681 , ni a la influencia de fluîdos môviles sobrecalentados a favor de es tos corredores (BARD, 1978). Hay que admitir pues, que las condi­ ciones de cierta sobrepresiôn,-inmediatas a la "ruptura" dûctil de la banda de cizalla, junto con el papel catalizador de las reacciones metamôrficas desempenado por la "tensiôn de cizalla" (como recientemente considéra TURNER, 1982), son los factores que deben contrôler la blastesis localizada de distena. Esto con cuerda con las caracterlsticas de cualquier banda de cizalla, co mo "zona planar de concentrada deformaciôn que sirve para acomo- dar un rango de esfuerzo, local o regional, que el volurnen roco- so regional no tiene capacidad de acomodar" (WHITE et al. 19803. Aunque es relativamente moderna ]a concepciôn de fenômenos de cizalla dûctil sinmetamôrfica asociados a la segunda etapa hercînica reconstructive, en estos sectores orientales del Siste- ma Central (CAPOTE et al. 1977b;FERNANDEZ CASALS, 1979; CAPOTE et al. 1982b; ARENAS et al. 19823 , existen planteados ya, proble- mas de discordancia metamôrfica semejantes, con el metamorfismo regional previo (sin-M^). De momento sôlo existen conocimientos detallados de la dis- oordarcia metamôrfica ligada a la banda milonitica de Berzosa-Riaza, La coincidencia de la zona de la distena con este accidente tectô- nico ya fue puesto de manifiesto por CAPOTE et al.(1977b), como un hecho probablemente algo mâs que casual. Sin embargo, es curioso que posteriormente, casi los mismos autores: CAPOTE et al. (1982b) y ARENAS et al (1982), no establezcan relaciones de causa-efecto entre ambos fenômenos. La generaciôn de metamorfismo discordante en las bandas milo nîticas de las âreas estudiadas de Segovia, expresado en la blas­ tesis puntual de distena (±estaurolita), claramente ligada a es- 234 tos sectores de alta deformaciôn, puede replantear algunas de las consideraciones mantenidas ûltimamente en otras zonas de ci­ zalla dûctil de la Sierra. 235 V.2.- Metamorfismo paroxismal de alto gradiente geotërmico (M^ La segunda fase metamôrfica hercînica présenta un gradiente geotérmico mâs elevado que la anterior, prôximos a los 5o°C/Km (PEINADO, 1973; CASQUET, 197 5; FOSTER y VILLASECA, 1979; FOSTER y RUBIO, 19803, aunque parecen existir variaciones significatives en otros sectores de la Sierra (FOSTER y MORA 19703 . Segûn los datos previos (PEINADO op.cit.; BISCHOFF et al. 1973; LOPEZ RUIZ et al. 1975; NAVIDAD y PEINADO, 1977; FOSTER y VILLASECA, op. cit.; FOSTER y ROBIO op. cit.), los valores termo dinâmicos de este metamorfismo se mueven en un entorno relativa- mente reducido, alrededor de 650±50°C y 3.5il.5Kb. Curiosamente, los trabajos mâs recientes obtenidos a partir de datos geotermo- mêtricos y geobaromêtricos varios, se apartan sensiblemente de aquel margen. AsI, CASQUET y TORNOS (19823 citan 785°C y 5Kb co­ mo condiciones probables, mientras APARICIO y GARCIA CACHO (1982) hacen lo propio con los valores de 570*C y 3.5Kb. Las blastesis clSsicamente ligadas a esta fase metamôrfica difieren en parte a las encontradas en este trabajo. Asî, la neo- formaciôn de andalucita sin-M^ citada en el sector de estudio (HERNAN, 1970; LOPEZ ROIZ et al. 1975), corresponde a una blaste­ sis postmetamôrfica ligada a la penetraciôn de los cuerpos grani- tideos tardihercinicos. Por otra parte, no existen antecedentes bibliogrâficos de la apariciôn de la asociaciôn simplectîtica cordierita-espinela, relativamente abundante en los materiales es quistosos y algunos tipos milonlticos de la regiôn de estudio, en nlngûn sector de la Sierra. Intercreciraiento que, como veremos, es un Indice termobarométrico bastante eficaz. Aunque algunos autores han citado la apariciôn de ortopiro- xeno extraordinariamente esporâdico, en sectores catazonales de la Sierra ( HEIM, 1952), lo que ha servido de base a otros auto­ res para suponer la existencia de materiales granulîticos en es­ tas zonas (BARD et al. 1970), lo cierto es que la ausencia de nue 236 vas corroboraciones y los sucesivos datos termodinâmicos que so­ bre el metamorfismo de la Sierra expondremos, conducen a dese- char la posibilidad de un metamorfismo granulltico regional como definidor de esta fase reconstructive. Durante el metamorfismo de alto gradiente geotérmico empie zan a intruir una serie de cuerpos granîticos variados que gene- ran estructuras de carâcter migmatîtico en las rocas metamôrfi­ cas. Estos magmas anatêcticos subautôctonos serân descritos en un capîtulo posterior (Cap. VI). 2.1.- Estudio topolôgico de curvas expérimentales en materiales cuarzofeldespâticos. En los materiales pelîticos y cuarzofeldespâticos existe una evoluciôn de minérales relictos de la etapa anterior (alman- dino sobre todo) o de formaciôn precoz (biotita, sillimanita) pa ra neoforraar feldespato potâsico y mâs frecuentemente, cordieri- ta, segûn reacciones ya definidas (Caps. II y III), del tipo: Gte Ms = Bi + Sill + Q Gte + Sill + 0 + H^O = Cdta Bi + Sill + Q = Cdta + Fk + HgO Estas reacciones, particularmente sensibles a la fracciôn molar de Fe de la cordierita (HOLDAWAY y LEE, 1977), han sido represen tadas en las Fgs. 105 y 106, para XFe = 0.40. También es de re- saltar la diferencia en casi 120*C de temperature y 1Kb de pre- siôn,de dichas curvas, segûn consideremos condiciones hidratadas extremas (P^ o~^t^' ° bien rangos menores de P-T en condiciones algo anhidrai (P^ q =0.4P^). Si combinamos la ausencia generalizada en nuestro sector de andalucita y moscovite primaries, obtenemos que las condiciones minimes del metamorfismo paroxismal se sitûan prôximas a los 670*C y 4.5Kb, valores cercanos al punto e de la Fig. 105. 237 Consideremos, por otra parte, la existencia de espinela en intercrecimiento simplectîtico con cordierita, como consecuencia de reacciones del tipo: Gte + Sill = Cdta + Hz muy sensibles a la relaciôn Fe/Mg de las fases ferromagnesianas coexistantes, sobre todo en cuanto al factor temperature, pues la presiôn ejerce menor influencia. Sin conocimientos del coeficien te de reparto de Fe-Mg entre cordierita-hercinita, no podemos es- tablecer datos precisos sobre las condiciones P-T de la simplec- tita. Sin embargo, KARS et al. (1980) recopilan el rango P-T de asociaciones metamôrficas régionales con este intercrecimiento, en rocas con exceso de cuarzo, y lo sitûan entre 600-820°C y 4.5-6.4Kb, respectivamente. Por otro lado, la inexistencia de zafirina, que podrîa for- marse en un metamorfismo proqrado a partir de dicha simplectita (HERMANS et al. 1976, en KARS et al. op. cit.3 : Cdta + Hz = Za + Opx o a partir de otras reacciones (SEIFERT, 19743: Clor + Cdon + Sp(Hz) = Za + H^O fijarîan el limite superior de estabilidad de esta etapa de baja presiôn, en 715°C para presiones algo menores de 4.5Kb (Fig. 105). Para HOLDAWAY y LEE (1977), la existencia de espinela sim- plectltica con cordierita aparece estable a temperatures superio res a las del punto invariante e (Fig. 105). Asî obtendrîamos tem peraturas no inferiores a los 680°C, y presiones prôximas a los 4Kb, sin que en ningûn caso sobrepasSramos el limite con la zona de hiperstena regional (WINKLER, 1978), definida por la reacciôn primera de apariciôn del ortopiroxeno (Fig. 106). De cualquier forma, estas condiciones fîsicas estân refer^ das a un sistema con Pjj ^-0.4 P^, las condiciones mâs probables 238 de volStiles para esta fase metamôrfica. Para una presiôn parcial de gases mâs importante en la componente de la presiôn total (Pjj o~^t^ ' estas reacciones no tendrîan lugar nunca a valores me noris de 776"C de temperatura y 3Kb de presiôn (u 800°C segûn WALL y ENGLAND , 1979, en DIETVORST, 1980), que serlan los nue- vos valores del punto invariante e con P^ o ~ ^ t * ^stos valores P-T resultan a todas luces discordantes con los datos obtenidos por geotermometria del par granate-biotita, y por la ausencia corn probada de zafirina y ortopiroxeno, perfectamente estables si ad mitiéramos estas nuevas condiciones de hidrataciôn. 239 2.2.- Metamorfismo de rocas carbonatadas. Es de sobra conocido el problema de la complejidad de las reacciones metamôrficas en rocas carbonatadas, donde la influen­ cia de la fracciôn molar de CO^ obliga a estudiar las reacciones en las que intervienen carbonates, como equilibrios divariantes. Por ello el estudio petrogenêtico de las mismas se realiza fijan- do un grado de libertad del sistema (que suele ser la presiôn to­ tal, o la fracciôn molar de CO^ o H^O), y ensayando en sucesivas aproximaciones, el equilibrio divariante. Utilizaremos diagramas isobâricos a 4Kb (presiôn aproximada de la etapa têrmica M ^ , por comparaciôn con los tipos metapelîticos asociadosj, extrapolando los equilibrios teôricos, que por la dificultad expuesta, sôlo han sido estudiados en determinadas presiones totales (general- mente prôximas a 1 y 5Kb), distintas a êsta que probablemente im- peraba. Del estudio petrogrâfico de los niveles mârmoreos comprobâ bamos que habîamos sobrepasado las condiciones de formaciôn de los tôrminos sitûados en la parte derecha de los equilibrios: (5-6) Trem + Ce = Di + (Fo-Clhu) + CO^ + H^O (7-8) Clor + Ce = Di + (Fo-Clhu) + Sp + CO^ + H^O La representaciôn de estos equilibrios en un diagrama isobârico a 4Kb en el sistema CaO-MgO-SiOg-COg-HgO (Fig. 107A), junto a otras reacciones ya expresadas en su momento , asî como la ausen cia de wollastonita en estas rocas, nos darîan valores prôximos al punto invariante b con asociaciones posibles de Di-Fo-(Clhu)- -Sp-Cc, lo que nos refleja unas condiciones médias de temperatura de aproximadamente 690°C, para unas fracciones molares de CO^ de alrededor de 0.3, valor êste que podrîa variar sustancialmente segûn la fracciôn molar de flûor que consideremos en la clinohu- mita (Fig. 107A, datos de RICE, 1979). Los niveles calcosilicatados, mâs rico en matriz detrîtica, se estudian mejor en sistemas con CaO-Al2O^-SiO2“C02“H20. En la 240 Fig. 107B, hemos expresado de nuevo un diagrama isobârico aprox^ made a 4Kb, en el que hëmos considerado como Onico mineral indi­ ce la grosularia, ya que de la escapolita, en parte por su compleji dad composicional (GOLDSCHMITH y NEWTON, 1977), que desconocemos anallticamente, y en parte por la falta de datos sobre actividad de ClNa en la fase flulda (ORVILLE, 1975), no nos atrevemos a ha cer tentativas sobre estabilidad de la misma. 800- Ç03 TOO- «90 «00- «00 0,2 0.4 o,« 0,1 0,2 Fig. 107.- Diagramas isobSricos T-XCOg para rocas calcodolomi- ticas (A) y calcosilicatadas (B). La ausencia de wollastonita en rocas calcosilicatadas (salvo en sectores prôximos al meridiano de Somosierra, LEGUEY et al. 1976), y la generaciôn probable de grosularia a partir de fases anteriores (STORRE y NITSCH, 1973, en WINKLER, 1978): Zo + Q = Gros + An + H^O Zo + Ce + Q = Gros + CO2 + H^O An + Ce + Q = Gros + CO^ 241 en rocas con cuarzo modal, nos apunta valores medios de temperatu ra de unos 685-690°C, para unos valores de fracciôn molar de CO^ ta 1 vez menores a 0.2 (Fig. 107B), en los que la calcita ha sido generaImente agotada, y no se produce la reacciôn: Ce + Q = Wo + COg sino la de LEGUEY et al. (1976J: Gros + Q = Wo + An El estudio del metamorfismo de rocas carbonatadas corrobora los valores têrmicos obtenidos en materiales pelîticos y cuarzo- feldespôticos, y apunta la existencia de fluîdos metamôrficos fun damentalmente acuosos (XCO^ aprox. 0.2), progrèsivamente empobre- cidos en CO^ en etapas posteriores (apariciôn de clorita, clinto- nlta, serpentina, brucita, epidota... ). 242 2.3.- Condiciones termodinâmicas y ambientales; P-T-X (H Ô). Geobarometrla.- De la etapa bârica inicial, salvo en rocas milo nîticas, suele quedar exclusivamente granate como fase relicta, claramente . transformado en minérales de mâs baja presiôn segûn reacciones ya definidas. AsI la reacciôn de almandino con mosco­ vite se realiza a presiones superiores a las de la reacciôn alman dino con sillimanita, sucesivamente alcanzada (THOMPSON, 1976). Para las fracciones molares de Fe del par granate-cordierita, es pecialmente sensible al parâmetro presiôn (para algunos autores exclusivamente geobarômetro y poco indicative como par geotermo- mêtrico, NEWTON y WOOD, 1979), de 0.79 y 0.46 respectivamente, se obtienen (HOLDAWAY y LEE, 1977; NEWTON y WOOD op.cit.), unos valores aproximados de 4.25Kb (para P^ q = 0.4P^), que podrian ser los reinantes en esta segunda fase metamôrfica (Incluse para = P^, no sobrepasarlan los 5Kb). ^ Geotermometrla.- Del estudio de coeficientes de reparto, funda- mentalmente de Mg, Fe y Mn, de las fases ferromagnesianas (Cuadro 19) ligadas por las reacciones de equilibrio: Bilîg + GteFe = GteMg + BiFe (par biotita-granate) CdtaMg + GteFe = GteMg + CdtaFe (par cordierita-granate) podemos deducir las condiciones têrmicas aproximadas durante esta segunda etapa de reajuste metamôrfico, algo variables segûn el geotermômetro utilizado (THOMPSON, 1976; PERCHUK, 1977; HOLDAWAY y LEE, op. cit.). AsI obtenemos unos valores de temperatura va­ riables en un rango de 500-882“C (Fig. 108) , cuyo valor medio mâs repeti'do es prôximo a los 700*C (intervalo 651-750*C) , utilizan- do el par granate-biotita. El geotermômetro cordierita-granate requiere todavia experi- mentaciôn mâs documentada (ESSENE, 1982), debido a que aûn no se conocen con exactitud ni la influencia de la presiôn parcial de volâtiles o el estado de hidrataciôn de la cordierita (para cor- dieritas estables a 700“C y 4.25Kb se admiten contenidos teôri- 243 ijoa)oa>o<üovo in ro vo tH r- o o o vo m r- CM vo vo VMCO r~ vo vo vo vo in in m lO vo m in r~ vo r^ vo m m m in 00 r- in o> oo mC o m m *—4 4-4 4—4 4-4 (!) ' * ' ' eu m «La* tn LOp ra n ra ra o o o o 00 LO r- o> 5 o m ra r4 4—1 4-4 4-4 oE-» O OL raQ 'Tf 00 m LON: OT fd ra roOH^ 4J Sïîa>04M m nj S | g tp g 00 VDoJVOinoOLO^ r~ m fn n LT* n "f Tf r ~ - v o o o i r » o o L o o o o o o o o o o o 00 o o o o v o o m r ' i M >-«r-vo'^r~Ln«^ m f\i ro Tf r-i m «-4 o o o o o o o o m 4-4 4-4 4— 1 4-4 4-4 ra 4-4 4-4 4-4 O 4-4 ir» Ln 00 ra o LO rn4-4 4-4 ra 4-4 ro ra 4-4 o o o o O o o O t" rr OO m o o L O CO r- ra m 4-4 ra o o 4—# 4-4 4-4 4-4 4—1 4-4 4-1 Tf O L in in L O 4-1 inO 00 •«r ra 4-4 LO LO Lfl r - ro LO ( x m r o o m o o o M o o o L n ^ m u )O'HO'j'LOvoineoot^r^Loror^ v o o > r ~ o o o o o o < p < r » m o o o > o o o o o o o o o o o o o o o o o o o 00 OL r a 4-4 m m o o o o > m m LO cr> o 4-4 o 4-4 O m r - 'S* i n m M CM 'a* LO o CD 00 »H o fM "«a* tn 00 LO oo vo 00 o o o o o o ra o 4-4ra TTo m 00 O 4-4 4-4 4-4 M r- LO r- r- L O m roin n Tf LO O o r o 'a'LO in m c - o"f c- L O o o L O 00 LO 00 L O CT> r - CTi 00 ra mOL 00 CJ> 00 m LO 00 LO r- LO 00 o o o o o O o O o o o I 4T) in 00 m LO ra 4-4 LO LO o •a* o 00 ra oo oo in r- ro m Tj* LO 'a* tn LO tn 4—4 .4 r- ro ro ra oo m CO 4-4 to o- r- ra 4-4 1 ra ra o m m ro r- LO r- tP LO r- o S n ro LO LO LO LO LO LO lO 4Jt3 u 01 0) -U -H aj -H -P -H -P -H -P -H -P -H 4J c q o q t j o c a a o a o c Q O c c j o c Q O 0) 0)0 0) -H P t 4 P *.4 +> c o o fQ o DQ o 0 * 00) E-* P< Ea tu O 244 O oO 'f ra rair» m o 00vo vo 4-4 00 vo 1 T-i O)•4 k 4—1 o >t z < o X +g & t n OO p- < w &> Q 4—f r~ a y sh i O 4-4 o ÏC w —« H eu * gI « o to vo tn0) 00 inink m oo vo r»y o o o o 4-4 *-4 tr» S ' ra m ra4-1 ra o O O o m m VO 4-4 * 4* tn (M m 00 to r~X o o o oI vo r - PS tH o 1 00 Q rsj n o Q « o r~ •H »—1 t—1§S o LO co inPi ftJ n r~ 1—1 M U m m rn A X o o o o %:M u\ ro m o m o vo H S' n* M 00 cr» «N H o Pi k VO in in m m M X i o o o o o o Q R5 O «y» "4" co M Q r~ iH tn E4 oS TT rn ooQ M « m 1—1 1—1 O a vo r - r - IS UO ô 249 Presiôn parcial de volatiles.- Aunque ya apuntSbamos previamen- tela incompatibilidad de un metamorfismo hidrahado con ]as aso- ciacione minérales présentes en las rocas pelîticas y cuarzofel despâtr'.cas, asumiendo enfonces un carScter parcialmente anhidro del metamorfismo (P^ 0 .4-0.5P^), existen otra serie de argumen­ tes que tambiën apoyan esta tendencia relativamente seca de M 2 - Existen estimaciones de la actividad de agua basadas en calcules de variaciones composicionales del par granate-biotita, que PHILLIPS (1980) ha calculado para el equilibrio*: Bi + sill + Q = Gte + Fk + HgO Las variaciones del par biotita-granate no sôlo son reflejos de cambios de temperatura (fijados por el K^), sino también de la actividad de agua. Estos cSlculos (Cuadro 21) arrojan unos valo­ res medios de la actividad del agua prôximos a 0.3. (Fig. 110) 1.0 Fig. 110.- Estimaciôn y valor medio de la actividad de H2O basadas en variaciones granate- -biotita de esquistos y gneises. 250 CUADRO.- 21 ESTIflACIONES DE LA ACH^O) EN ESQUISTOS Y GNEISES Esquistos 32.785 42.388 60.353 5.41 6.23 4. 87 Ln K 1.69 1.83 1.58 700” 700” 700” aCHjO) 0.2 0.1 0.25 Ottognelses 5.276 39.832 68.551 67.846 66.166 67.544 69.750 5.53 2.85 3.86 2.91 3.56 2.59 2.16 1.71 1.05 1.35 1.07 1.27 0.95 0.77 700' 700' 700' 700' 700' 700' 700' 0.15 0.35 0.3 0.35 0.3 0.4 0.45 Milonitas 36.764 67.250 70.118 37.616 69.439 5.69 1.53 2.97 4.74 3.19 1.74 0.43 1.09 1.56 1.16 700” 700” 700” 700” 700“ 0.15 0.6 0.35 0.25 0.3 K = ,81 (X^^^Fe/3)3 0.8 (X®^Fe/3)3 x”2 BI %A1 (PHILLIPS, 1980) (X®^Sl/3)^ 251 También podemos deducir teôricamente la fugacidad de agua probable del medio segün los valores molares de la misma en la cordierita (MARTIGNOLE y SISI, 1981). Recordemos que para las con diciones termodinâmicas deducidas de 700”C de temperatura y 4.5 Kb de presiôn, la cordierita puede tener teôricamente (NEWTON y WOOD, 1979) 1.4% en peso de HgO, o 0.49 moles de agua por mol de cordie rita. O tal vez oscilen entre 1.4 y 1-1% de H2O pues para obtener los P-T predichos, para Cdta-Gte con las relaciones Fe/Mg es tudiadas, se requieren fracciones molares de agua prôximas a 0.41 segOn MARTIGNOLE y SISI (op. cit.). Para esos valores molares de agua en la cordierita obtenemos; 1) que la fracciôn molar de agua en el medio es correlativamente menor de 1 , y 2) que la fugacidad de agua (SCHREYER y YODER, 1964), oscila aproximadamente entre los 1200 y 1000 bars, valores muy bajos tîpicos de medios parcial­ mente anhidros (hay que considerar que la fugacidad teôrica para medios hidratados de iguales condiciones termodinâmicas se aproxi ma a los 3275 bars. BURNHAM et al. 1969). Considerando como mâs probables los valores de P^^O ~ 0.4- 0.5 P^ obtenidos por razonamientos topolôgicos, parece lôgico su­ poner que el metamorfismo M^ ocurriô segûn condiciones aproxima­ das de P̂ j Q = 0.5 P^, lo que concuerda con SEIFERT (1976) al afir mar que lis rocas metamôrficas sometidas a regîmenes de baja pre­ siôn que neoforman paragénesis del tipo Cdta+FK, son indicatives de una baja fugacidad de agua. Resumiendo pues, el metamorfismo Mj aunque no claramente hi- dratante, sigue una evoluciôn a sistemas relativamente menos se- cos, con presiones parciales de agua ya prôximas a 0.5 de la pre­ siôn total. De cualquier forma, el fluîdo acuoso percolante del metamorfismo paroxismal serâ importante en etapas metamôrficas y de skarnificaciôn posteriores. Por otra parte, existe un brusco cambio de carâcter bârico (y consecuentemente de gradiente geotérmico), respecto de la eta­ pa compresiva inicial. No se alcanzan condiciones granuliti - 252 cas de metamorfismo fundamentalmente por ausencia de condiciones totalmente anhidras y por no haber alcanzado niveles térmicos su ficientemente importantes. Esta etapa metamôrfica es consecuencia inmediata de la anterior (M^j, ambas ligadas a un mismo episodic tectônico, como actualroente insinûan otros autores en otros sec­ tores de la Sierra (ARENAS et al, 1982), en las que sôlo se apre cia un cambio notable de descompresiôn confinante en el transcur so de una fase metamôrfica a otra. 253 2.4.- Re s t r icciones composicionales en las paragénesis metamôr- f ica s . Los caractères composicionales de las rocas pelîticas y cuarzofeldespâticas, sobresaturadas en cuarzo (Figs. Ill y 112), son claramente afines con asociaciones del tipo: Q-Ftos-Cdta-Bi- ±Gte parcialmente metaestable, en las que no tendrîan cabida mi­ nérales tîpicamente "subsaturados" tipo espinela, corindôn o za­ firina, y donde la hiperstena aparecerîa en rocas subalumînicas, sin sillimanita (Fig. 111). Sin embargo, aparece espinela ( e in­ cluso corindôn en una muestraj en intercrecimiento con cordieri­ ta, siempre en el nûcleo de la misma y nunca en sus zonas de bor de o en contacte con cuarzo, aunque DIETVORST (1980) cita espine la-cuarzo como par estable. Existen pues, microdorainios de la ro- ca con composiciôn apropiada, subsaturados en sîlice, donde la hercinita es estable. La cordierita aparece estrechamente ligada a rocas fémicas, ricas en biotita y sillimanita: esquistos metapelîticos, miloni­ tas y gneises subplagioclâsicos. En el diagrama A'FM (Fig. 111) se ve claramente como el par biotita-cordierita es el par ferro- magnesiano estable en nuestras rocas, como indican a su vez, los datos petrogrâficos. Las rocas mâs cuarzofeldespâticas muestran accesoriamente cordierita ligada a las bandas lepidoblâsticas biotîticas (gnei- ses glandulares ), o bien carecen completamente de ella (leuco­ gneises), Es decir, en sistemas empobrecidos en AljO^, FeO y MgO existe un notable descenso de cordierita modal. Si considérâmes los elementos alcalinos como componentes (p.ej. en un diagrama AKF, Fig. 113), las rocas con aproximadamente valores superiores al 30% de K, leucogneises y gneises glandulares monzonîticos, ca­ recen de cordierita modal. Asimismo, estas rocas presentan Indices Al203/Na20+K20 me­ nores de dos (Fig. 67), donde hemos proyectado, a su vez, la rec ta que segûn GOEL y CHAUDÎIARI (1979) separarîa los campos de ro 254 a' S IU L IM â M IT * P L AG B IO T IT A F FIG. 111 - Proyeœiôn de las rocas iretamôrficas estudiads^ (igual leyenda que fig. siguiente) en el diagrama A'FM (REHJHARirP, 1968). No se han pro­ yectado las bioti tas siderofi 11 ticas tlpicas de leucogneises y tipos mon- zonltioos por lo que algirjos de estos téminos se proyectan en el canpo - del granate estable. sio. * Esquistos fnstopeliticos *■ Gneises milom’ticos " Gneises glandulares A Leucogneises î B IO T IT A FIG. 112 - Proyecci&i de las rocas metamôrficas en el triângulo SiO_- AlgO^- MgO+Fe^ (moles). 255 cas con o sin sillimanita, segQn relaciones Al203/Na2^^*2° meno­ res o mayores a 3-3. « Leucogneises « Gneises qtondulores + Milonifos » Esquistos melopellllcosAim V K Ms Fig. 113.- Diagrama A'FK de rocas pelîticas y cuarzofeldespSticas De cualquier forma queda patente que el estudio de restric clones composicionales en las paragénesis metamôrfica de una ro- ca, mediante el empleo de diagramas quîmicos, tiene validez sôlo para rocas lo mâs homogêneas posibles, y semejantes a las ya de­ finidas por los autores que los emplearan. En rocas de grano grue so, bandeado grosero y porfidismo marcado, como son los gneises, este tipo de estudios debe ser utilizado con discreciôn, pues existen microdominios de la roca (bien sea a escala minerai, o mas frecuentemente, a escala de bandeado composicional: p.ej. bandas lepidoblâsticas del qneis), de composiciôn contrastada con el anâlisis de roca total. 256 V.3.- Metamorfismo retrôgrado final y metasomatismo hidrogénico asociado (M3)• En la Sierra de Guadarrama, en general, sôlo se han défini^ do las dos etapas metamôrficas anteriores. Aunque algunos auto­ res citan esquistosidadesesporSdicas posteriores,con desarrrollo de moscovita (CAPOTE, 1973), lo frecuente es définir simplemente una cierta recristalizaciôn post-M^ (LOPEZ RUIZ et al., 1975; BELLIDO et al., 1982), sin carâcter de fase metamôrfica, con ol- vido patente de fenômenos de retrogradaciôn de la gran mayorîa de las paragénesis metamôrficas anteriores. Es por tanto, la pri mera vez que se define una fase metamôrfica posterior a la etapa paroxismal (obviamente excluyendo el metamorfismo de contacte postcinemâtico, ligado a las intrusiones granîticas-tardiherclni- cas ) . La tercera fase metamôrfica es fundamentalmente de carâcter retrôgrado, poco importante en extensas âreas de la zona de estu­ dio, y penetrativa, con desarrollo de esquistoidad de transposi- ciôn, en determinados sectores. Asociada a esta etapa son las blastesis de biotita-fibrolita-moscovita-albita-sericita, con des­ arrollo local de turmalinizaciones (en filonitas) o procesos va­ rios de "alteraciôn": pinitizaciôn, cloritizaciôn o sericitiza- ciôn. Existe una blastesis claramente disarmônica de fibrolita li­ gada a esta etapa deformativa tardîa. Aparece bien en agujas par­ cialmente intersticiales que a veces irradian de forma tal, que los bordes intergranulares de las especies minérales preexisten- tes no aparecen afectados por su crecimiento (Figs. 114 y 115). No existe un reajuste pues, de los contactes, a geometrîas y con figuraciones de baja energîa (BARD, 1980). En otros ejemplos apa rece en agregados radiales (nodules fibrolîticos), que atravesan- do el agregado metamôrfico, sin alteraciones de borde de grano, proyectados en ângulos varios respecto a los contactes, le confie ren un carâcter nodular visible, al conjunto rocoso (Fig. 115). Estas crista- 257 :|p Fig.114.- Fibrolita tardla creciendo disarmônicainente en bordes intercristalinos de feldespatos, cuarzo, cordierita pinnitizada. 3 2931 NP x 25. Fig.115.- Agregado radial de fibrolita y moscovita tardîas. 73426 NX X 10. 258 lizaciones tardias, fundamentalmente intersticiales, de sillima- nita se interpretan generalmente de dos formas: 1) existen soluciones alumlnicas segOn limites de grano, que apro vechan los lugares de fâcil nucleaciôn de los minérales adyacen- tes, que se destabilizan y reaccionan s6lo en sus bordes, o bien 2) reemplazan a los minérales por proceso de reacciôn con fluidos acuosos Scidos, en los que no es précisa la existencia de compo­ nents alurainico en la soluciôn (VERNON, 1979). La primera hipôtesis requiers la existencia de un aporte fluido aluminico que o suponemos de origen incierto (migmatîtico o granîtico), o suponemos generado en estas rocas, en un proceso de reacciôn contemporânea, con producciôn de components Al^SiO^ en exceso, contrario a la evoluciôn metamôrfica de estas litologias. Por el contrario, las ideas sobre metasomatismo hidrogêni- co se basan en los intercambios catiôn-hidrôxilo observados en a]̂ teraciones hidrotermales o en condiciones de bajo grado metamôr- fico, extrapoladas a condiciones metamôrficas de mayores tempera- turas. AsI p. ej., la fibrolita acicular a borde de biotita se de berîa a transformaciones del tipo: 2Bi + 14 h'*' = Sill + 2K*̂ + 6(Mg,Fe)2+ + gHjO + 58102 o tal vez: 2Bi + 3H 2O + 14ïl^ = Sill + 2K^ + 6(Mg,Fe)2+ + 5Si (OH>4 , pues no aparece cuarzo intercrecido con la fibrolita. La fibroli­ ta intersticial, que en algunas filonitas aparece a favor de cor dieriha, responderîa a reacciones del tipo: Cdta + 4H'*‘ = 2Sill + 2(Mg,Fe)2+ + 2»20 + 3Si02 Cdta + 4H2O + 4H+ = 2Sill + 2(Mg,Fe)2+ + 3Si(OH)^ Estas reacciones pueden ocurrir hasta temperahuras minimas de 450°C a 3Kb de presiôn, calculadas por WINTSCH (1975) para fel­ despatos transformados. 259 Lo que es indudable es el carâcter metaestable de la fibro­ lita, que râpidamente evoluciona a moscovita que la blinda, en parte segûn reacciones continuaciôn de las anteriores, en las que los cationes ferromagnesianos aparecen como tîpicos granos opacos en las plaças moscovîticas: 3Sill + 2K^ + 3M2O + SSiOg = 2Ms + 2H'*' Los feldespatos potSsicos se ven reemplazados parcialmente por un désarroilo interqranular, muy limitado a las fracturas y los bordes feldespâticos, de mirmequitas de albita-cuarzo o exclusi- vamente de carâcter albîtico, e incluso grandes cristales de or- tosa con exoluciones albîticas en pseudotexturas pertiticas de morfoloqf.as en damero. La plagioclasa por su parte, recrece bor­ des albîticos que le confieren un cierto carâcter zonado: Plag + 2Na^ + ^SiOg = Ab + Ca2+ (a epidotas?), asi como presentan,con cierta asiduidad, fenômenos de antiperti- tizaciôn probablemente ligados a esta fase (antipertitas de mi- croclina). El sodio procedorîa en su mayorla de los fenômenos de exo- luciôn de feldespatos (ortosa microlinltica y oligoclasa), e in­ cluso accesoriamente (no es una reacciôn évidente) de transforma- ciôn de plagioclasa a fibrolita disarmônica (VERNON, 1979); 2Plag + 2H+ = Sill + 2Na+ + U^O + SSiOj Los fenômenos de mirmequitizaciôn y albitizaciôn intersticial se corresponden bien con estas etapas finales de reajuste de bordes degrano, ligadas al epimetamorfismo M3 - Como las etapas anteriores (de fibrolita y de albita), la de moscovitizaciôn es especialmente visible en las rocas miloni- tizadas, donde es mâs penetrativa, y no sôlo es la mâs tardîa de todas, sino tambiên, la mâs importante, pudiendo faltar otros procesos retrôgrados. Asociada a esta fase son los procesos de pinnitizaciôn, de formaciôn de clorita y esfena secundarias, o turma1inizaciôn de la roca. 260 La moscovita aparece en grandes listones subidiomorfos y tambiên en variedades criptocristalinas lepidofibrosas (sericita), debido probablemente a problemas de velocidad y tiempo de reacciôn, en su formaciôn. En general aparece englobando feldespato potâsi co de manera preferente, aunque tambiên altera a biotita, silli- manita y plagioclasa, a favor de pianos de asociaciôn o maclado, fracturas y bordes intergranulares que, en la plagioclasa, puede originar pseudotexturas poiquilîticas con lamelas sericîticas se cundarias, a favor de discontinuidades reticulares. La transfor- maciôn del feldespato potâsico, la mâs importante junto con la ya descrita de fibrolita, parece responder a procesos de tipo: 3FK + 2H+ = iMg + 60 + 2K+ que explican bien la generaciôn de moscovita de bordes simplectl- ticos con cuarzo, en la interfase o a borde del feldespato potâ­ sico . En general, todos los procesos de alteraciôn ligados a es­ ta tercera fase metamôrfica, de carâcter retrôgrado, requieren la participaciôn de una fase acuosa, claramente intersticial, pues son reacciones limitadas a borde de grano, por ello incomple tas, sin reajuste de la nueva configuraciôn textural a formas de baja energîa. Esta fase acuosa irîa enriquecida en hidroxilos (sericitizaciones), y algo de flGor (apatitizaciôn), boro (turmali zaciones, asi como concentrado en sericita, clorita, pinnita, AHMAD y WILSON, 1981),... , ligada a momentos de tensiôn-disten- ciôn del orôgeno, que parecen haber actuado con mayor intensidad en las bandas miloniticas- 261 V.4.- Hipôtesis de evoluciôn del metamorfistno durante la orogenia Herctnica en este sector axial de la Cadena. Si admitimes los datos obtenidos por coeficientes de repar to de pares geotermomêtricos y geobaromêtricos obtendrîamos, pa­ ra la primera fase metamôrfica (M^), unas condiciones termodinâ- micas prôximas a los 700*C de temperatura y 7,5 Kbs de presiôn total, que evolucionan en una segunda etapa metamôrfica (M^), a nuevas condiciones de presiôn de alrededor de 4,5 Kbs, para valo- res de temperatura coïncidentes. Existirîa una marcada evoluciôn de gradientes geotérmlcos, que suponemos prôximos a los 23®C/Km y 40”C/Km respectivamente, determinada por un brusco cambio bâri- co del metamorfismo (Fig. 116 A). Aparté de estas calibraciones termodinâmicas tenemos, tam- bién,una serie de indicadores petrogrSficos de la evoluciôn del me tamorfismo. Asi, mientras las transformaciones de distena a silli- manita, granate a cordierita, o diopsido a hornblenda, no requie ren cambios tôrmicos, existen otras reacciones: desapariciôn de estaurolita y moscovita, formaciôn de espinela en esquistos y gneises (y forsterita, clinohumita en mârmoles), que implican un cierto aumento de las condiciones de temperatura en el metamor fismo M 2 . Existe una evoluciôn prograda del metamorfismo, aunque lo mâs pronunciado sea el cambio de rêgimen de presiôn confinante de una etapa a otra. Parece existir, tambiên, una evoluciôn de paragênesis forma das en condiciones relativamente anhidras (a veces con caractères eclogiticos, o de tendencia algo granulitica), a têrminos sucesi- vamente mâs hidratados, tipicos de este metamorfismo de baja pre­ siôn (biotita, cordierita, hornblenda, clinohumita), que, sin em bargo, no llega nunca a condiciones totalmente hidratadas ya que parece que la presiôn de agua se aproxima al 0.5 de la presiôn total. Es conveniente resaltar que la evoluciôn del metamorfismo, 762 > 5 0 0 T ®C G ra d ie n t* ! — *pro«- ZO Z 5 °C /K i opre» * 0 - 5 0 " C /K m 700®C 3 0 0 = 0 FIG- 116 - A) EsqiEfna rie evoluciôn rte Ian condiciones de ^-T del no tenor- fismo. B) Evoluciôn temorul do los f’rudlonbos rfeotômioos del netnnorfisnn. 263 durante estas dos etapas principales, ha sucedido en condiciones relativarnente prôximas a la transiciôn de tipos metamôrficos en facies de anfibolitas a facies de granulitas (TURNER, 1982), sin que podamos establecer la existencia de un metamorfismo propia- mente granulltico, ya que en ningôn momento se neoforma ortopiro- xeno, Incluso en tipos composicionalménte favorables (metabasitas corcnlticas). Por otra parte, se puede pensar en la existencia de un transcurso continuo entre la primera y segunda fase metamôrficas. Los caractères microestructurales de las rocas milonîticas apun- tan a una rôpida sustituciôn de la "corta" blastesis de distena por la abundante y profusa cristalizaciôn de sillimanita a medi- da que se granulariza la roca. Podrîa existir, no obstante, una etapa inicial en que ambos silicoaluminatos cristalizaran en do- minios idônticos, ya que aparecen conjuntamente en feldespatos con defectos reticulares, sin que nunca se haya apreciado una transformaciôn progresiva de uno en otro. Ademâs, no existe un fenômeno generalizado de transposiciôn estructural, tîpico de fa ses sinesquistosas separadas en el tiempo, como séria de esperar en estas etapas termodinômicas de carâcter catazonal (M^ y M 2), sino exclusivamente una Onica foliaciôn regional que incluye re lîcticamente minérales de mâs temprana formaciôn. Si suponemos, pues, un cambio de condiciones P-T fundamen­ talmente reflejado en la disminuciôn notable del parâmetro P, con ciérta progresiôn de T, en la evoluciôn del metamorfismo en este sector, ccômo explicar este fenômeno de descompresiôn sufri do por el sector axial de la Cadena?. Como culminaciôn de la etapa orogônica inicial, de carâc­ ter compresivo, asistimos a un proceso de descompresiôn del sec­ tor axial mediante la "ruptura o fracturaciôn" del conjunto roco so a favor de bandas milonîticas que coincides con un levanta- miento generalizado del orôgeno, consecuencia natural del proce­ so de cizallamiento. Es de destacar, que ligado a este proceso 264 de distensiôn y levantamiento, durante pre. y Mg, estarîan las intrusiones précoces y discretas de microdioritas (y aplopegmati tas) segûn los corredores milonîticos. A su vez, el manteniiniento del carapo tërmico del metamor- fismo e incluso la intrusiôn tardicinemâtica de granitoides sub autôctonos, de fusiôn en niveles mâs hidratados, como culmina­ ciôn local del metamorfismo, indica que junto a este proceso de elevaciôn del orôgeno existe un flujo tërmico asociado que ayu- da a la conservaciôn de las isohermas del mismo. Este esquema matiza el modèle évolutive que suele emplear- se cerne explicaciôn del brusco descenso en las condiciones baro- mëtricas del metamorfismo de la Sierra (FUSTER et al. 1974), ya que el mécanisme que impulsa la evoluciôn del orôgeno no es la apariciôn de focos magmâticos o domes tërmicos volumêtricamente restringidos (sin provocaciôn de cambios importantes en el campo tërmico del metamorfismo), sino mâs bien êstos son consecuencia del proceso progresivamente hidratante del metamorfismo catazo­ nal, que provoca la apariciôn de magmas anatëcticos y su empla- zamiento finicontemporâneo con la etapa de alto gradiente geotêr mice. A su vez, no parece que en estos sectores los granitoides tardiherclnicos, de carâcter alôctono y posteriores incluso a etapas retrôgradas tardias, ejerzan influencia alguna en la evo­ luciôn metamôrfica. La tercera fase metamôrfica (M3) se instala desigualmente en las regiones catazonales, siendo fundamentalmente incisiva en las zonas débiles corticales, bandas de cizalla, que continûan siendo un foco de deformaciôn y de transporte de fluidos, des- pués de que hubiera pasado el climax metamôrfico. El metâmorfi^ mo M 3 es fundamentalmente retrôgrado y de carâcter aloqulmico, con participaciôn de una fase flulda acuosa tal vez relacionada con los fluidos metamôrficos de deshidrataciôn, o con fluidos generados en el magmatismo subautôctono que durante la interfa­ se se emplaza en sumayor parte. En esta fase los gradientes geo 265 tërmicos del metamorfismo ligado a la fase paroxismal Mg se man- tienen al principle (Fig. 116 B), aunque progresivamente descien dan como consecuencia de la disipaciën del flujo tërmico del me­ tamorfismo, asociado al sucesivo levantamiento tectënico de la Cadena y de la aunada acciôn erosiva sobre la misma. Este modelo metamôrfico, que implica etapas reconstructi­ ve s coligadas, obliga a que ëstas fueran estrictamente Hercîni- cas. Esto concordaria bien con los datos estratigrâficos exis­ tantes en otras âreas del orôgeno, que determinan una probable edad Namuriense para la fase 1, y Westfaliense B para la segunda (MARCOS, 1973), y tal vez Westfaliense C para la tercera. * Aunque este equilibria no se verifique en el metamorfismo estu diado, existen por el contrario las reacciones: Bi + Sill + O = Cdta + Fk + H 2O (A) Gte + Sill + Q = Cdta (B) que PHILLIPS (op. cit.) no investiga pero que relaciona entre si mediante la expresiôn: Ln K = 1/2 (Ln Ka + Ln Kq) VI.- MAGMATISMO SUBAUTOCTONO FINIMETAMORFICO 267 Con carâcter finimetamôrfico respecte a las etapas paroxis- males del metamorfismo hercînico, aparecen•una-serie de cuerpos de composiciôn y naturaleza granitoidea, de volGmenes siempre re- ducidos, prâcticamente menores a la decena de Km^. Suelen ser cla­ ramente tardios respecte a la foliaciôn regional (S'), aunque pue­ den aparecer parcialmente deformados por las etapas tardîas del metamorfismo, lôgicamente dependiendo del momento de emplazamien- to de los distintos cuerpos graniticos de este magmatismo corti­ cal . Curiosamente olvidados en el estudio de los materiales gra­ nt tj cos del Sistema Central (APARICIO et. al. 1975), tal vez por aparecer en afloramientos muy reducidos, estân relativamente bien representados en âreas mâs occidentales y noroccidentales del Her cînico Espanol, donde han recibido denominaciones varias: grani- tos de anatexia, inhomogêneos y autôctonos, de WOENSDREGT (1966), leucogranodioritas en macizos parautôctonos, de CAPDEVILA (1969), granitoides palingenêticos o mesocrustales, de CAPDEVILA y FLOOR (1970), CAPDEVILA et al. (1973), y CORRETGE et al. (1977), o gra­ nitoides peralumînicos de feldespato alcalino (GARCIA DE FIGUERO LA et al. 1980). A veces tipos semejantes se han incluîdo en sub- series distintas (diatexitas y granitos inhomogêneos diatexîticos de MARTINEZ, 1974, incluîdos en series granîticas de afinidad al- calina de CORRETGE et al. 1977). De tendencias claramente intrusivas en las series metamôr­ ficas, tanto mâs acusadas cuanto mâs tardîo es su emplazamiento, aprovechan las discontinuidades del encajante para progresar, pre- sentando entonces estructuras de flujo subconcordantes y contac­ tes difusos y anastomosados con las metamorfitas, ëûn relativa­ mente plâsticas. Los cuerpos de mayor dimensiôn afirman mejor el carâcter discordante del magmatismo subautôctono, mientras que las intrusiones e inyecciones menores originan complejas estruc­ turas que confieren un aspecto migmatîtico al conjunto. 268 Se ha realizado una clasificaciôn de granitoides subautôc- tonos atendiendo al momento del emplazamiento respecte a las fa- ses metamôrficas (de mayor a menor antigOedad), y a los caractè­ res petrogrâficos generates. Estos grupos son: 1 - Tipos migmatîticos 2 - Rocas estictolîticas 3 - Leucogranitos inhomogêneos 4 - Leucogranitos aplîticos (homogéneos) Tal vez podrîan incluirse, a continuaciôn, las faciès orbi- culares de los alrededores de Carrascal, ya estudiadas por FUSTER y VILLASECA (1981), originadas como nucleaciôn de material aplo- granîtico y sillceo a favor de xenolitos metamôrficos y minérales residuales, tal vez de primera cristalizaciôn. 269 VI.1.- Tipos migmatîticos. Los materiales granîticos, que estudiaremos mâs detallada- mente a continuaciôn, aparecen en extensas âreas de estos secto— res centrales de la Sierra como penetraciones de pequena enverga dura que confieren un carâcter migmatîtico al conjunto de sus re laciones con la roca metamôrfica. Esto no signifies que existan diferencias temporales significatives entre estas facies y los cuerpos volumêtricamente mayores, sino mâs probablemente cierto alejamiento de los niveles de generaciôn de estos magmas anatëc­ ticos . Aunque es indudable la existencia de una abundante penetra- ciôn e Inyecciôn de venas y diquecillos de material aplogranîtico, desde momentos de sintectonicismo con el metamorfismo paroxismal, e incluso previos, se generaliza en momentos finimetamôrficos (Mg y Mg) con la penetraciôn de granitoides estictolîticos e in- homogëneos, fundamentalmente. Los leucogranitos aplîticos son tan homogéneos y tardîos que no generah estructuras migmatîticas pro- piamente dichas. El carâcter fundamentalmente venulado que adquiere la roca metamôrfica es el que confiere aspecto migmatîtico al conjunto, aunque los materiales inyectados van a définir una serie varia­ ble y compleja de estructuras en funciôn de la geometrîa y dispo siciôn de las venas y filoncillos. Asî se pueden observar estruc­ turas distintas, desde tipos flebîticos y pseudoembrechîticos, hasta venas leucogranîticas con schlièrens, de configuraciôn reo môrfica, o nebulitas con glândulas residuales en diverses esta- dios de digestiôn (Fig. 117). Todas estas rocas compuestas y he- terogéneas ocupan extensiones muy discretas, y son especialmente frecuentes en las zonas surorientales de la Hoja de Turêgano y norte de la Hoja de Segovia, asociadas espacialmente a macizos irregulares y bolsadas granitoideas. 270 Fig.117.- Nebulita con glândulas residuales del gneis encajante. Fig.118.- Aspecto flebltico de venas estictolîticas en gneis glandular. 271 Faciès leucogranitoideas précoces (gneisificadas) y tipos migmatîticos parcialmente estructurados a veces, fueron anterior- mente estudiados bajo el término de gneises aplitoides {FUSTER y VILLASECA, 1979), de caractères semejantes a los gneises con "man chas granîticas", usando el término mâs descriptive de HEIM (1952), para facies con "parches granîticos subredondeados, como manchas de aceite en el gneis", que aparecen en formaciones cortadas por el plutôn intrusivo de La Cabrera. De cualquier forma, en esta denominaciôn tiene cabida una serie de têrminos granitoide-gneis, que representan facies intermedias entre el ortogneis y los volû menes mayores de granitoides inhomogêneos y estictolîticos, no tan imbricados con el material metamôrfico. Por esta razôn, los caractères quîmicos de estas faciès, a veces llamadas sobre el terreno gneises estictolîticos, por la abundancia de vênulas o nôdulos que presentan (Fig. 118), mues- tran estos aspectos mixtos entre ortogneis y leucogranitoide (Cuadro 2 2). Resumiendo pues, se han considerado a estas facies compues­ tas como estructuras migmatîticas de inyecciôn; en parte por la ausencia de material restîtico, ya que los nôdulos mâficos estic tolîticos no son restitas, como comprobaremos, mientras que los leucogranitos carecen de supuestos "melanosomas restîticos"; y tambiên por el carâcter generalmente discordante de las venas que concuerda mejor con ideas de intrusividad de volûmenes discrètes de magmas anatëcticos. 272 CUADRO.- 22 COMPOSICION QOIMICA DE GNEISES MIGMATITICOS 1 2 3 4 5 6 7 S102 70.60 70.10 70.59 70.96 71.00 73.20 76.00 AI2O3 15.71 15.81 14.99 15.45 14.45 14.35 11.44 0.17 0.73 0.42 0.54 0.42 0. 54 0.84 FeO 1.73 2.15 2.50 1.74 1.99 2.01 0.57 MnO 0.01 0.04 0.04 0.04 0.05 0.04 0.01 MgO 1.64 1.15 0.94 1.11 1. 15 1.04 0.61 CaO 0.90 1.32 1.02 0.99 0.88 0 . 88 2.27 Na,0 3.23 3.15 2.92 3.31 2.43 2.75 2.05 •'2° 4. 43 4.24 4.31 4.55 5.26 3.97 4.67 TiOg 0. 30 0.36 0.36 0.20 0.27 0. 31 0.08 P2O5 0.27 0.19 0.19 0.16 0-27 0.12 0.16 HjO 1.00 0.96 1.56 0.85 1.20 1. 35 1.27 TOTAL 99.99 100.20 99.84 99.90 99.42 100.56 99.97 Ba 544 499 472 394 539 359 163 Ce 44 35 35 39 39 25 ND Ga 26 25 19 21 19 24 ND La 27 25 15 9 14 18 21 Ni 25 26 28 21 20 21 4 Rb 186 220 207 199 211 198 269 Sr 181 171 172 165 134 182 34 Th 17 14 7 6 5 6 6 Y ND 29 24 30 42 32 11 Zr 156 137 133 124 149 122 90 1.- Gneis. 62.979. Anallsta: C. Villaseca 2.- GDeis. 67.055. Anallsta: C. Villaseca 3.- Gheis. 66.661. Analista: C. Villaseca 4.- Ghels. 66.693. Anallsta: C. Villaseca 5.- Gheis. 66.169. Anallsta: C. Villaseca 6.- Qieis. 67.256. Anallsta: C. Villaseca 7.- Gheis. 39.832. (IDPEZ RUIZ et al., 1975 y APARICIO y BELLIDO, 1976) 273 V I . 2.- Rocas estictolîticas. MENHERT (1968) en su tratado sobre migmatitas define a las rocas estictolîticas como "manchas de minérales mâficos concen- trados, dejando a su alrededor un halo pobre en mafitas que apa­ rece como zona leucocrâtica alrededor de la mancha oscura". Mâs adelante habla de otro tipo de "estructuras estictolîticas en un estadio de mayor avance y que consisten en enjambres o racimos de minérales oscuros segûn venas pegmatitoides o schlierens";; Las primeras observaciones sobre facies migmatîticas seme- jantes en la Sierra de Guadarrama, provienen de WAARD (1950) que empleô el tërmino "crocidita" para describir venas leucogranîti­ cas parecidas, aunque en ningûn momento hace referencia de la existencia de nôdulos mâficos en su interior. En esta misma re- giôn de la Sierra (Valle del Lozoya) citan tipos estictolîticos FERNANDEZ CASALS (1979) y ALVARO et al. (1982). FUSTER y VILLASE­ CA (1979) describen previamente la existencia de estas venas es­ tictolîticas discordantes en la ladera norte del sector Central de la Sierra. Las rocas estictolîticas aparecen fundamentalmente entre or̂ togneises glandulares y se presentan casi siempre como fenômenos tardîos y claramente discordantes respecto a las estructuras meta môrficas de los mismos. La apariciôn de estas facies nodulares no parece condicionada por ninguna pauta de distribuciôn definida, sino que se presentan en distintos sectores con afloramiento va­ riable, desde La Cuesta a Revenga (el afloramiento probablemente mâs occidental de estas faciès, ausentes en las âreas de Pasapân y El Caloco), siendo especialmente frecuentes en los alrededores de Sotosalbos. Las rocas estictolîticas aparecen en très facies distintas segûn sea el grado de desarrollo de las misraas: 274 !*■ - Roca estictolîtica como nôdulos disperses en l a roca con/6in halo leucocrStico, de composiciôn y textura granî tica {Fig. 119). Los nôdulos estictolîticos se presentan como manchas de tonalidades verdosas o rojizas segûn sea su grado de alteraciôn, de tamanos variables de 1 a 25 cms., y de formas subesfêricas u ovoidales, o sumamente irregulares (frecuente en los agregados de mayor tamano). Cuando la roca se altera suele ocurrir que los nôdulos mâficos resalten y puedan llegar a desprenderse indivi- dualmente. Memos constatado que aunque la prâctica generalidad de nôdulos mâficos son de composiciôn cuarzo-cordierîti­ ca , existen variedades de carâcter cuarzo-turmalinîfero, en curiosas texturas a veces radiales o pegmatîticas. 2®- Eg - Roca estictolîtica formada por enjambres arrosaria- dos de nôdulos mâficos, dispuestos y alineados segûn ve­ nas pegmaplîticas discordantes (Fig. 120). WAARD (1950) observô una cierta constancia en la orientaciôn de algu­ nas venas granîticas asî como la disposiciôn a veces fie xionada, de los pianos de esquistosidad del gneis, a am­ bos lados de la vena (Fig. 121), Cierto es que las rocas estictolîticas penetran durante una etapa de microcizalla tardimetamôrfica (tardi-Mg), a veces en sistemas conjuga- dos subverticales , generalmente segûn direcciones domi­ nantes de N50 a 90E, en momentos no claramente diferencia dos respecto de las grandes etapas deformativas del orôge no. Asî cabe citar que para CAPOTE et al. (parada 3.1. de ALVARO et al. 1982) esta etapa de cizalla serîa post-F^, lo cual parece probable teniendo en cuenta que en sectores donde la foliaciôn S" de transposiciôn y microplegamiento es penetrativa (Revenga), aparecen claramente tardîas. De cualquier forma, el carâcter fini-F^ de estas microciza- llas no excluye la posibilidad de penetraciôn de rocas es­ tictolîticas desde momentos tardi-M^. 275 Fig.119.- Nôdulos estictolîticos, con/sin halo granî­ tico, en gneis microglandular. Fig.-120.- Vena estictolîtica discordante. 276 Fig.121.- Venas estictolîticas a favor de microbandas de cizalla. Fig.122.- Granitoide estictolltico con glândulas xenoll ticas en la fracciôn granîtica y en los nôdu­ los cuarzocordierîticos. 277 Tambiên es cierto que las direcciones de las venas es­ tictolîticas no son ciertamente muy rigurosas, es frecuen te la existencia de ramificaciones d aprovechamiento de los pianos de discontinuidad del gneis, asî como fenôme­ nos frecuentes de arqueamiento o de cierta divagaciôn de una misma microbanda de cizalla. 3^) Eg - Roca estictolîtica en forma de bolsadas granitoideas inhomogêneas, de dimensiones mêtricas, con contactes di­ fusos con los gneises encajantes, ricas en nôdulos mâfi­ cos, fundamentalmente cuarzo-cordierîticos. Son verdade- ros granitos con nôdulos, parecidos a los ya descritos en el ârea de Béjar (Salamanca), por UGIDOS (1973) y BABIN VICH (1974). En ellas es frecuente la apariciôn de diver­ ses tipos de inclusiones: 1 - Enclaves de roca esquistosada micâcea. Otras ve ces son husos micâceos, como a modo de enclaves surmicâceos. 2 - Enclaves de ortogneises, de muy variadas dimen­ siones y formas, desde microenclavescentimétri- cos lenticulares, a verdaderas bolsadas "flotan tes" de gneis, muy irregulares, con contactos bastante difusos. 3 - Xenocristales "glandulares" con bordes corroi- dos, en diverses estadios de evoluciôn " diges­ tiôn, a veces con aureolas de reacciôn biotîti- cas (Fig. 122). Infrecuentemente se observa alguna xenoglândula incluida dentro del nôdulo cordierîtico propiamente dicho (Fig. ant.) 4 - Nôdulos y bolsadas pegmaplîticas, ricos en tur- malina, a veces con desarrollo de intercrecimien to grâfico con cuarzo. Curiosamente, pueden lle­ gar, cierto que muy localmente, a ser mâs abon­ dantes los nôdulos tumalinîferos que los cordie rîticos (especialmente en venas de tipo Eg). 278 En estos granitoides estictolîticos los nôdulos mâficos carecen de halo, imbricândose con el agregado granoblâstico y dis poniêndose a veces segûn bandas o alineaciones definidas, aunque en general aparecen repartidos heterogêneamente (Fig. 123). Estos macizos donde se observa claramente un proceso de contaminaciôn y "digestiôn parcial" del material gnelsico encajante, que presen­ tan un contacte poco difuso y muy irregular, aparecen siempre en cuerpos de extensiôn reducida no cartografiable (algunas centenas de m2), relativamente profusos en las zonas prôximas a Sotosalbos y regiones orientales de La Cuesta (Hoja 457, Fig. 1). A. Nôdulo mâfico.- En general existen variaciones modales poco significatives respecto a la asociaciôn cordierita-cuarzo mayori taria del nûcleo (alrededor del 80% del mismo). Proporciones su- bordinadas de biotita, moscovita, plagioclasa, feldespato potâsi­ co y sillimanita, asî como de turmalina, apatito y circôn, provocan cierta complicaciôn de la composiciôn modal del nôdulo. La cordierita y el cuarzo definen un agregado alotriomorfo mâs o menos equigranular, donde se insertan en proporciones meno­ res el resto de los minérales del nôdulo. La cordierita es pues xenomôrfica, de formas ameboides fre­ cuentes, y présenta orientaciôn ôptica uniforme en sectores, lo que evidencia su carâcter intersticial respecto al cuarzo. Apare­ ce invariablemente pinnitizada en diverse grado, a veces sôlo en los bordes y a favor de grietas, asociândose entonces a moscovi- tas tardîas de carâcter secundario. En los cristales menos altera dos se observa cierta ausencia de maclado (existen maclas lamela- resj, y un carâcter poiqullîtico de la misma: incluye biotita, o- pacos y con frecuencia sillimanita tanto en variedades fibrolîti- cas en tîpicos husos retorcidos, como en variedades prismâticas microcristalinas. Composicionalménte présenta relaciones Fe/Fe+Hg de aproximadamente 50, y un contenido mayor de MnO (0.55% sobre 0.14%), que las cordieritas de rocas esquistosas (Cuadro 23), pero inferiores a los valores de las cordieritas que forman nôdulos en 279 a Fig.123.- Nôdulos cuarzocordierîticos arrosariados en granitoide "estictolîtico" Ê3 . Fig.128.- Leucogranito inhomogéneo con agregados granatî feros segûn bandas hololeucôcratas. 280 vo vo tM in en en m TT o o ro in m vo rn VO tn O sr W co , o o en o en o O E-i P Pr~Tf (SIn S3 Or-l o VD o o K 2 : r-m m o o o o •r4 tn M tn m en OO rg ri y—1 rg tnfNJ r- rg tn o tn en OO VO rg rl Tf I'­ve int—1 o o —1 y—1 rg Tf O o rl tnen T—1 o m 00 vo r4 en tn o rg tn TTo ■'S* rg o O KO rn tn m ri en Or- in—f o CM o y—1 y—1 rg Tf O O o enen o —H m tn Tf tn rg tn vo en vo o y—1 OO r- —1 o tH n y—! rg m r| en rg Or- inT-l o rg o T-l I—1 rn T o O o oorl r- r- rg vo —1 vo %—1 tn o rg rg mTf M o TT o r- m r- rg f rg m vo IT» .—1 »—f T o rg o o Tf o o rg enen l'­ in r- en o r- rg o r- tn tn vo oen y—1 r- o —1 r- r- in rg o co l'­ covo tn y—1 o V o rg o o ■vr o o y—1 enen m VO vo rg rg n tn en rg en en rg•*r ro m t—1 o y—1 —t o ri ri H vo r-fr- tn y—1 O m o rg »—1 —» rg O O rg enen CO VO vo tn O y—I rn r- rO m vo rgin o IM o o en CO tn rn VD rg o tn or- vof—1 O rg o O y—1 m rg O o rl enen oo o î~ vo rg tn rg en en m O r lin m O m rg en en f-- o ri 00 OO 1in r - •«J* — f o o o o rn m o O o enen n tn tN co co rg ri en rl •cr ■ren VD —1 -» vo en Tf n ri rg 00 Tf 1nr- t—1 O rH o o ro O o o enen moOinOOOOrTr^rH r-i T-4 r4 O V J r H i H l D i n r ^ f s t r M t " o r\J rN »-H rsi i'' U3 n n Tf Ol T-f »-f o\uiuiinv)Or4Tfcnr^ ^ OJ '—I «—I m m —4r40«-imr\|.f0 vomcMnr-iooin—tojm r\J —f r* r-'OiVî—foioimuiorJ n m fx) —t f-4 Tf Tf n n vDOinrotMvomro—Itj* M n r M T - l —ICOVD ro (N m m —ICI—icoTfvnnm vo r^rxiTT— o —* o t ' ' O r ~ o en cmKO rn (SI —loorvii—ir~ eo o —t oO'îi’—I—ifMo Tt* I —I w U3 rs| ^ U Ü cJ O 3 S 3 I a-a-2 S ■3 IS •3 m SÆSS in g o o vô o î3 UJ eo t" -p . . .301 w M y l î P >1 >1 tN’Ki* 8 8 8^ ïl3llS 'O XJ O o rg O rg O O O O Org ■rl 4) 0) ti tn gJ Gj tn k S S O S n !fi ^f-, o O o H^ H (SI (SI oH o, K H CQ u o »J 2: K MV) E-l N N 8 8 81 I l i a ■3-335ac M a: M '• '• ’• ̂œ m 0 >, >1 >i8 Tf ir* lo I 281 los leucogranitos tardiorogênicos de La Cabrera (BELLIDO y BARRERA, (1979). Los nôdulos mâs deformados presentan una clara orientaciôn dimensional de la cordierita, junto a fenômenos de granulariza- ciôn de cuarzo y feldespatos. La plagioclasa aparece en cristales de marcado idiomorfismo; es un tipo oligoclâsico con estrecho zonado de borde, albîtico, fre cuentemente mirmequîtico. El feldespato potâsico es ortosa micro- linizada, parcialmente reabsorbido a agregados sericîtico-moscovî- ticos, Los feldespatos, sobre todo la plagioclasa, presentan fibro lita asociada, al igual que la cordierita. Los otros minérales mâficos présentes en el nôdulo son: biotita cloritizada a veces (y con bordes opacos), moscovita y tur malina. Tanto la moscovita como la turmalina son de mâs tardîa for maciôn (la moscovita llega a presentarse en curiosos agregados ra­ diales) , pudiendo cristalizar a borde de la cordierita o fosilizar a la fibrolita. Apatito, circôn, con tîpicos halos en los ferromagnesianos que lo incluyen: cordierita, biotita o turmalina, son accesorios. B. Fracciôn granîtica.- Aparece como volûmenes muy discrètes, ha los (E^), venas portadoras de nôdulos (Eg), o como granitoides en bolsadas mêtricas (E^). En los volûmenes menores es mâs marca do el carâcter aplopegmatîtico de la roca, mientras que las faciès mâs desarrolladas son de composiciôn algo mâs bâsica, fundamental mente biotîticas, con moscovita siempre de cristalizaciôn mâs tar dîa. Microestructuralmente son rocas hipidiomorfas de grano me­ dio, poco deformadas, de composiciôn granîtica: Q-Fk-Plag-Bi-(Ms)-Acc 282 La plagioclasar de composiciôn oligoclSsica (AnggJ, apa- rece en prismas perfectamente Idiomorfos, frecuentemente con 7.0- nado directe que acaba en reborde albîticormirmequîtico a veces, que se imbrica con el feldespato potSsico transformado periferî- camente a moscovita y cuarzo. Las plagioclasas suelen aparecer curvadas, dislocadas o deformadas en mayor o menor grado. El feldespato potâsico es ortosa pertîtica, microclinizado y defor- mado con cierta frecuencia. Los cristales de feldespato potSsico suelen ser los de mayor taraano. La biotita, mica primaria del granitoide,estS transformada en cloritas sageniticas. Es raro encontrar cordierita dispersa en el agregado gra- nîtico, pues aparece slempre concentrada definiendo los nôdulos mSficos del mismo, aunque estên imbricados sin limites precisos. con el granitoide. Como minérales accesorios hay sillimanita fibrolîtica aso ciada a cordierita, y mSs raramente a feldespatos, biotita o cuar zo, o en agregados algo disarmônicos. Hay ademSs apatito, circôn, y turmalina. 2.2.- Caractères geoqulmicos y petrogênesis. Sobre la petrogênesis de estas facies o tipos semejantes existen escasos estudios detallados. WAARD (op cit.) explica la gênesis de venulillasleucogranîticas no nodulares (crociditas) como procesos metatêxicos in situ, favorecidos por los fenômenos de desgarre de las bandas de microcizalla a las que se asocian, CAPOTE et al. (op.cit.) utilizan este mismo esquema ya para ro- cas estictollticas (que igualan a las crociditas de WAARD), supo niendo entonces que los nôdulos mâficos representan material res- tltico del proceso ectêctico al que aluden. En nuestra zona de es tudio, FOSTER y VILLASECA (Op. cit.) tambiên suponen un carScter autôctono para los materiales estictolîticos, aunque en un contex to indefinido de generaciôn de magmas anatêcticos progresivamente extravasados. 283 Del estudio petrogrSfico anterior constatâmes el carScter granudo del nôdulo mâfico, donde no es visible jamSs ningdn mine ral metamôrfico relîctico, ya que los silicatos alumînicos pré­ sentes son siempre de cristalizaciôn tardia y distinta composi- ciôn. Estos rasgos postmetamôrficos son adn mSs évidentes en los escasos nôdulos cuarzo-turmallnicos que aparecen como facies y Ej de rocas estictollticas. AdemSs el estudio comparado de la coroposiciôn qulmica del nôdulo mSfico, matriz aplogranltica y gneises encajantes (Cuadro 23), muestra claramente la inexistencia de una evoluciôn anatéc- tica directa entre las rocas metamôrficas y estictollticas. Los nôdulos mSficos no representan materiales restlticos ni estructu ral ni geoqulmicamenhe (Fig. 124) . Esta falta de variaciôn linear entre la hipotêtica restita (nôdulo), el paleosoma (gneis) y el neosoma (aplogranito), es adn mSs évidente en diagramas topolôgi COS binarios (Fig. 125). Aunque es indudable la participaciôn y cierta digestiôn par cial del ortogneis cuarzofeldespStico en la roca estictolltica (Fig. 122 ant.), no puede ser nunca en proporciones suficientes como para poder explicar por si sôlo, la generaciôn de estas fa­ cies litolôgicas como neosomas (melanosoma nodular + leucosoma granitoide) de un proceso de fusiôn anatêctica in situ, donde ’ siempre faltarlan los extractos o restitas bSsicas de esas trans formaciones. De hecho, la proyecciôn en un triSngulo Q-Ab-Or de la ma­ triz granltica y del nôdulo mâfico, apunta hacia ideas sobre el probable carâcter inmiscible de ambos liquides (Fig. 126). Asl el bajo contenido en Ab del nôdulo*, o incluse de Or, concuerda con liquides en que dichos componentes o bien apenas existlan (fenôme nos de inmiscibilidad entre dos liquides de composiciôn distinta), o menos presumiblemente, ban sido consumidos en un proceso de cris talizaciôn fraccionada, con fenômenos de segregaciôn de liquides residua les tardlos. â Halos « Nôdulos • Gneises ,8080y Hoios ,5050/ Résilias ?L 50, 50 FIG. 124 - Diarrnnms OT/t y OFfl r’e nfx̂ iilon y halo*? oshtctoLftimr? v fV, lor? qneises glarK̂ iilar̂ s en nno aoarecen. A,3,0 non valoror? norMor; f̂e rrrrioni- ci6n. La nzlaclôn Ac/3o os in orora?r"'lo rV5f''u.los/ornni tnir’e do rocas oski-̂ - tolftlcas. 2H5 R b Z G N E IS H A L O SNO D U LO S Z rS iO j I oik Rb Sr S r Bo FIG. 125 - Diferenclas oofTTosicionalGs entre los n6dulos y halos granlticsos de rocas estictollticas y los cyneises en f%ne anarecsen. En alcunos esqnenas se ha centrado cl valor medio del cjneis y se h an oroyectado las variacioncs resnecto al nôdulo y halo que nresenta (3 nedidas, rooogidas en cl Cuadro 23); mientras que en otros csrymmas se han omyoctado exclusivamente las diferencias resul­tan tes. 286 « NODULO MAFICO • MATRIZ 6RANITICA Ab Or Fig. 126.- Diagrams Q-Ab-Or de rocas estictollticas Suponeraos pues que estas rocas se emplazan en volûmenes discrètes en momentos finimetamôrficos (fundamentalmente tardi- Mg), e incorporan parcialmente al encajante, suficientemente ca- liente como para explicar no sôlo la ausencia de fenômenos de con tacto slno tambiôn la relativa granitizaciôn limitada del mismo. Existen de cualquier forma, problemas importantes a resol- ver como es, por ejemplo, el de la emigraciôn y emplazamiento de volûmenes tan restringidos de rocas estictollticas (faciès en las masas glandulares. Estas manchas o gotas granlticas desco- nectadas, podrlan parecer en principle fSciles de explicar como procesos de reorganizaciôn anatëctica in situ (antecedentes biblio grSficos), pero résulta incomprensible la ausencia de parte de los teôricos têrrainos reactantes en la fusiôn parcial del gneis; 11e- gândose a casos extremes en faciès E^ sin halo granltico (nôdulos cordierlticos en exclusivaj, diflcilmente explicables como mate- 287 riales anatêcticos in situ. Tampoco son imaginables fenômenos de fusiôn total in situ, a escala centimêtrica, que requérirlan mecanismos importantes de segregaciôn de material môflco, necesitados de un aporte exte­ rior (rctornamo» al problems mismo de la migraciôn). mîls probable que la apariciôn de estas faciès, nun­ ca desconectadas de volûmenes mayores de rocas estictollticas (facies y Ê ), deba responder a fenômenos de separaciôn o des pegue de "gotas o burbujas inmiscibles", en un proceso genêrico de migraciôn de liquides bajo gradientes termodinSmicos y quîmi- cos favorables, no determinados actualmente, en un encajante su- ficientemente plSstico y caliente, del que aprovechan todo tipo de dlscontinuldad (foliaciôn, microbandas de cizalla ...) para progresar. 288 VI.3.- Leucogranitos inhomogêneos. Aparecen como cuerpos menores y bolsadas mêtricas, sobre todo en los sectores septentrionales de la zona de estudio, sal­ vo casos como el del macizo leucogranîtico de Torrecaballeros, donde se definen las caracterfsticas de la litofacies (Fig. 1). Existen facies de leucogranitos nodulares, con nôdulos turmalini feros irregulares con tlpicos halos leucôcratos, frecuentes en vôlumenes pequenos en Sreas méridionales prôximas a Revenga, que al menos por su mayor homogeneidad estructural y petrogrSfica (carecen de otros tipos de agregados nodulares), serîan tipos in dividualizables dentro del conjunto de leucogranitos de dos mi­ cas, inhomogêneos. El macizo de Torrecaballeros es de morfologla irregular, a groso modo sublenticular (Fig. 127). Es de dimensiones prôximas a los 7 Kms2, y aparece claramente elongado segûn las estructuras régionales del encajante, con el que présenta un contacte, a pe- quena escala, anastomosado, algo difuso. En sectotes es totalmente isôtropo, pasando insensiblemente por zonas de aspecto nebulîtico a faciès estructuradas, no siem­ pre dispuestas en los bordes, con flujo planar perfectamente con cordante con la esquistosidad S' (Mg) de los gneises encajantes. Parece claro su emplazamiento en momentos de tarditectonicidad respecte a la segunda etapa metamôrfica, de alto gradiente geotêr mico, afectado por fases posteriores poco penetrativas en estos sectores, apenas insinuadas en la cartografia (Fig. 127) . Tambiên es observable su posterioridad a las rocas estictollticas, a las que atraviesan y de las que carecen. Dentro del macizo encontra- mos diverses estructuras: 1 — Enclaves - Poco frecuentes, existen microenclaves del gneis glandular, nada transformado. En las zonas de borde el granitoide incluye xeno- cristales glandulares del "gneis granitizado" con el que puede imbricarse. 289 « s o5 ly X X 0 « 290 2 — Nôdulos - Fundamentalmente son nôdulos irregulares de carâcter policristalino. Hay nôdulos con gra nate (cuarzo-granate) o turmalina (cuarzo-tur malina), con desarrollo o nor de halos empo- brecidos en todo tipo de minérales ferromag- nesianos (Fig. 128). A veces aparecen i n d u so, como schlierens o agregados arrosariados de turmalina o granate, segûn direcciones de flujo-tectônicas. 3 - Venas, bolsadas y miarolitas de material pegmatftico, muy diferenciado, con grandes plaças mosco- vlticas. La localizaciôn de estos lîquidos tardios se hace desde momentos de tarditec­ tonicidad hasta postectônicos, discordantes con la vaga estructuraciôn del granitoide. 3.1.- Descripciôn petrogrâfica. Estas rocas son leucogranitos de dos micas, con moscovita a veces dominante, de grano fino o grueso. En sectores aparecen como facies granudas groseras, muy homogêneas, mientras que otras veces es patente un cierto carâcter "interpenetrado" de facies de grano fino, parduzcas, y bandas leucôcratas, granatîferas o turma tinlferas a veces, de grano mâs grueso (Fig. 129). son: Las asociaciones minérales de las rocas leucogranîticas 1 - Q-Fk-Plag-Bi-Ms-Acc, tîpica de los leucogranitos de nôdulos turmalinîferos. 2 - Q-Fk-Plag-Bi-Ms-Sill-Acc 3 - Q-Fk-Plag-Bi-Ms-Sill-Alm-Acc 4 - Q-Fk-Plag-Bi-Ms-Andal-Acc Las faciès mâs estructuradas de estos granitoides no lie- 291 Fig.129.- Leucogranito de Torrecaballeros con nivelillos hololeucôcràtos de textura constrastada (de grano mayor o menor), con granate o turmalina asociados, interbandeados. Fig.131.- Leucogranito inhomogêneo que présenta crecimiento intersticial de turmalina a favor de grietas, mi- crofracturas y bordes de grano, de feldespatos. 70104 NP X 10. 292 gan a desarrollar una buena foliaciôn granolepidoblSstica, en parte por la pobreza de mica en la roca. De cualquier forma, el agregado cuarzofeldespStico siempre aparece deformado. Lo mâs frecuente es la presencia de cuarzo lenticular orientado, mien­ tras que los feldespatos, subidiomorfos, de mâs temprana crista lizaciôn, aparecen distorsionados o fracturados, pero sin llegar a définir una estructura dimensional en las facies homogêneas. Existe una evoluciôn temporal de la cristalizaciôn, sien do Q-Fk-Plag-Bi-Alm- los minérales de mâs temprana formaciôn, mientras que (Q-Ab) intersticiales-Ms-Sill-Turm-Ap-Fluor, presen tan diverses grades de cristalizaciôn tardîa (Fig. 130). 0 Fk Plog Bi Ms Cdto SiM Andal Turm E. Mogmotico E. Postmogmdfica Ab Fig. 130.- Evoluciôn de la cristalizaciôn en los leucogranitos. Los feldespatos del leucogranito son: plagioclasa âcida (An^-An^gi, con ligero zonado directe, y ortosa pertîtica, ocasio nalmente microlinizada, con pertitas en bandas y parches a veces segûn sistemas compuestos. La biotita pardoverdosa es el ferromagnesiano de mâs tem­ prana cristalizaciôn y puede por ello aparecer transformada a mosco 293 vita y/o turmalina, mâs tardîas. La moscovita no s6lo procédé de biotita anterior sino tambiên de feldespatos, a los que rodea en curiosas aureolas dactilîticas, o bien crece intersticialmente. La mica blanca puede aparecer deformada y quinkada. El granate cuando aparece, suele presentarse en granos muy redondos cribosos, con cuarzo en gotas, y con, ocasionalmente, una escueta aureola clorltica de transformaciôn. Es de composiciôn almandînica muy pura (Cuadro 24), y carece de zonado quîmico a- preciable. La sillimanita es siempre de variedad fibrolîtica, y apa­ rece en husos y madejas de volumen variable, siempre asociada a bandas fibrosericîticas tardîas, de carâcter intersticial mâs o menos marcado. Muy esporâdicamente,en cristales muy disperses,aparece an- dalucita con pleocroismo rosado. Siempre aureolada por agregados sericîticos, a veces envueltos por turmalina de carâcter inters­ ticial . La turmalina,que varîa desde proporciones accesorias, muy dispersa, hasta concentraciones importantes que definen varieda- des turmalinîferas o nodulares, aparece como fase tardîa a favor, a veces, de microfracturas de feldespato, pero guardando una orientaciôn ôptica uniforme (Fig. 131) , sustituyendo a ferromag- nesianos de mâs temprana cristalizaciôn, o blindando haces fibro lîticos, tal vez penecontemporâneos. Otros minérales que pueden aparecer en proporciôn accesoria son apatito y circôn metamîcti- co, de tonalidades verdosas. 294 3.2.- Caractères geoqulmicos« Composicionalmente (Cuadro 24 n& 1 al 4) sôn granitos per- alumînlcos: AljO^/(CaO+Na20+K20)=1.17-1.26, con relaciones FeO/FeO+MgO entre 0.79 y 0.86 y de Ba/Sr aproximadamente 1.30, con relaciones siempre menores respecto a los valores medios de Ba/Sr=4 de los granitoides biotîticos tardiorogênicos, que a su vez presentan concentraciones siempre mayores tanto de Ba como de Sr (APARICIO et al. 1975). Segûn COUTURIE (1977), las relaciones AlgOg/CaO mayores de 10, las nuestras varîan de 16 a 31, corresponden a rocas con ex- ceso de alOmina que se manifiesta por la presencia de moscovita y/o silicatos alumînicos; sillimanita, turmalina, almandino ... y de cordierita si hubiera cantidades de Mg suficientes en la ro ca. Estos leucogranitos tienen proporciones variables de corin- dôn normative siempre mayores al 2.3% (entre 2.31 y 3.31%). sH 295 (S in in M 00, CM ro O en o> rl1VO m mt—1 T—1 Tf M v-4 O oo ri tn n in o O O oOV o m m m œ (N r4 Tf CM r> ■a*n CM m VO r~ rl Ti" m eno r- vH o\ VO O 00 m co in M* ri o 00 00 CM en rvjro oov-4 i n T f rj o o O m m in VO o o o OOV o CM CMO OCM o O O o CMO E-i•a r| tu C S' ID •a O •atn < tM % s u H EM tn S U e O M & rt: O ta J «tJ »tj CM a CM CMS O 5s fca H te I .HiHMjvoinror^OcM I ko CM (N inr'tHg;» œcMrHtnwcM^wOcMVDCMtMfM 00 r~ % m nr'tHincMmvocMcnc' f ~ - r M r M T H f H i —t t n r - i n r H VDVDO n CM CM m m r4o\ CM (M I «-I «f r~ CM en CM CM r-t w m rt r-i c- w r4 m oTf CM CM CM ri OO m I t-iCT» CM 0 U50 m r* tn m m CMr| CM CM I r|rj<00rl.-lro itJtUitJitJ-HflMXÎ M CQOCJiJîsSujE- ' tHlsl yij 296 VI.4.- Leucogranitos apltticos. Granitos aplîticos de carâcter tardio, aparentemente no afectados por procesos deformativos importantes, isôtropos, y con variaciones modales o texturales no significativas, se presentan diseminados en toda la regiôn de estudio, haciêndose especialmen- te abundantes en las âreas septentrionales prôximas a Torreigle- sias (Fig. 1), donde APARICIO et al. (1975) los clasificaron como adamellitas de grano medio. Aparecen en afloramientos irregulares de muy variada dimen- si6n (los cuerpos menores, no representados cartogrâficamente, a- parecerlan a modo de grandes manchas de aceite entre los tipos me- tamôrficos estudiados), formando pequenos macizos en âreas inter- médias entre Basardilla y Sotosalbos, asî como frecuentemente en yaciraientos tabulares de carâcter filoniano (dique p.ej. de Santo Domingo de Pirôn, de unos 7 kms. de longitud), que pueden presen­ tarse paraconcordantes a la estructuraciôn metamôrfica regional. Esta disposiciôn a gran escala subconcordante de los tipos tabula res, que se adaptan bien a la estructura plegada de los materiales metamôrficos (Fig. 1, como son los aplogranihos turmalinîferos de Torreiglesias y su continuaciôn hacia el sur, o el mismo dique de Santo Domingo de Pirôn al norte de Basardilla, en Fig. 34); y su apariciôn circunscrita exclusivamente a zonas metamôrficas, nos in clina a considérer su emplazamiento previo al de los granitos post cinemâticos, probablemente en momentos fini-M^ o mâs tardîos. Los volûmenes mayores de rocas aplîticas aparecen como maci zos de leucogranito de grano fino con dos micas, en mayor o menor grado turmalinîferos, sin fenômenos aparentes de contaminaciôn, estructuraciôn o variabilidad litolôgica. Estos granitos aplîticos son muy homogêneos texturalmente, no presentan zonados estructurales aparentes, ni en los filones ni en los macizos irregulares, y raramente existen facies hetero granulares extensas, aunque localmente puedan aparecer pequenas 297 diferenciaciones. Tambiên es general la ausencia de nôdulos y agre gados minérales, aunque se presentan raramente ciertos schlierens y agregados de turmalina en nidos milimêtricos (Fig. 132). Tal vez estos "schlierens" podrlan deberse a cristalizaciôn de turmalina a fa vor de pianos de discontinuidad de la masa granltica semiconsolida- da . Estas facies aplîticas aparecen intruyendo y brechificando localmente al encajante metamôrfico, sin desarrollo apreciable de fenômenos de metamorfismo de contacte o de digestiôn del mismo. De cualquier forma, no son frecuentes los enclaves xenollticos, centimêtricos en facies internas, salvo a veces, en sectores mar­ ginales (Fig. 132), No se han encontrado otro tipo de enclaves. Son de composiciôn minerai poco variable: 1 - Q-Fk-Plag-Bi-Ms-Acc 2 - Q-Fk-Plag-Bi-Ms-Andal-Acc Microestructuralroente son rocas granoblSsticas de tendencias hipidiomôrficas en general. Son rocas que cristalizan Q-Fk-Plag- -Bi-Acc en los primeros estadios, evolucionando posteriormente a la asociaciôn Andal-Turm-Q-Ms, de caractères algo mâs tardîos (Fig. 130). La plagioclasa es de naturaleza albîtica (An^ * maclada polisintêticamente segûn leyes de albita, o mas raramente de karl sbad, y con zonado poco desarrollado, a veces sôlo definible por la presencia de "inclusiones" sericîticas dispuestas concêntrica mente. El feldespato potâsico es microclina, poco o nada pertîti La biotita aparece en grandes listones poco birrefringentes, a veces subordinada respecto a los otros ferromagnesianos présen­ tes en la roca, a los que a veces se la observa transformâdose (Fig. 131). Asî la moscovita, a veces la mica dominante, suele apa 298 Fig.132.- Leucogranito aplltico turmalinîfero con micro­ enclave de gneis glandular encajante y estruc­ turas schlierens en el contacte entre dos fa­ cies aplîticas. Fig.133.- Leucogranito aplltico con aureolas de turmalina alrededor de biotita. 62455 NP x 25. 299 recer en grandes plaças idiomorfas aunque existen variedades fi- brosas microcristalinas (sericita), de carâcter intergranular. La andalucita, de tendencias subidiomorfas, suele presen­ tarse con tlpico aureolado moscovitico-sericitico, y tambiên pue de presentar turmalina asociada a borde de grano. Son frecuentes los cristales con pleocroismo rojo asalmonado, "en motas". La turmalina, con tlpico pleocroismo zonal, es en general in tersticial o bien cristaliza en cristales prismâticos muy idio­ morfos. Puede ser muy abundante ya que estos aplogranitos son en mayor o menor grado turmalinîferos. Accesoriamente aparecen circôn, apatito, y calcita en fa­ cies turmalinîferas. Geoquîmicamente, estos granitos son de carâcter menos mar- cadamente aluralnico que las faciès leucogranîticas anteriormente estudiadas: AljO^/CaO= 9.65 y AI2O2/(CaO+Na20+K20)=0.95-1.01. En cuanto a su composiciôn (Cuadro 24), son granitos con concentra­ ciones no siempre mayores de la unidad de corindôn normative, y aparecen como têrminos enriquecidos en Pb, Rb, Ce y deficitarios en Mg, Ti, Mn, Ba, y tal vez Sr, respecto de los granitoides ta^ dihercînicos. 300 VI.5.- Conslderâciones petrogenëticas del magmatlsmo finimetamôr- fico. Existe pues un magmatismo granltico de carâcter cortical, sin hibridaciones y enclavamientos de rocas bâsicas, precursor, en cierto modo, del posterior plutonismo calcoalcalino, de ca­ râcter claramente alôctono , provocador de importantes fenôme­ nos de metamorfismo de contacte en estas series deformadas. El nivel de formaciôn de estos cuerpos, o lo que es lo mis mo, las condiciones de presiôn-temperatura bajo las que los dis- tintos granitoides pudieron generarse, pueden ser deducidas de sus asociaciones minérales. En general todos ellos cristalizan un agregado primario de Q-Fk-Plag-Bi-Acc, con cristalizaciones algo posteriores, en estado magmâtico, de silicatos alumînicos {y ferromagnêsicos) varios, tîpicos de magmas peralumînicos (CLARKE, 1981); cordierita (rocas estictollticas), almandino (leu cogranitos inhomogêneos), turmalina, sillimanita (rocas esticto­ llticas y leucogranitos inhomogêneos), y/o andalucita (leucogra­ nitos) . Asî pues, para unas relaciones FeO/FeO+MgO de 50 para la cordierita de los nôdulos estictolîticos (HOLDAWAY y LEE, 1977), apariciôn de andalucita en fades granlticas (RICHARDSON et al. 1969), e inestabilidad de moscovita primaria en presencia de cuar zo (CHATTERJE y JOHANNES, 1974), obtenemos unas condiciones ter- modinâmicas aproximadas de 700**C de temperatura y 4 Kb de presiôn, para rocas obviamente saturadas en agua (Fig. 134). La moscovita, o mica blanca, aparece en dos estadios de cristalizaciôn distintos, ambos tardios respecto a la paragêne- sis "primaria" del granitoide. De un lado tenemos grandes lis to nés idiomorfos de moscovita, parcialmente a favor de alguna fase anterior: feldespato potâsico, biotita o andalucita, ligada a fe nômenos de inversiôn en un sistema no completamente solidificado (con componente liquide), existiendo un correlativo reajuste tex tural de la roca. Esta moscoVita tabular es dominante en los cuer 301 p/Kb FIG. 134 - Crvrt'io P-T cTo fomncifVi tic* nannvis mibautoctonon y cvnluci6n hi'XJtotica rio su cristalizaciôn. fig. 135 - Diaqrarv! r’e los qranitoidos snbaut6ctonos. 302 pos aplogranlticos tardios, mientras estS mSs restringida en los otros granitoides, donde puede llegar a dominar la mica blanca microcristalina, intersticial. Para esta moscovita ortomagmStica (Ignea), consideramos una evoluciôn a lo largo de la curva univa riante expresada en la Fig. 134. Existe finalmente, una cristalizaciôn subsôlidus de serici- ta (o micas blancas micro, y criptocristalinas), fundamentalmente ligada a procesos de reacciôn entre un fluido acuoso intergranu­ lar y los bordes de grano del agregado rocoso, aproximadamente estabilizado a configuraciones de baja energîa. Esta etapa post- magmâtica, de carScter hidrotermal, puede estar asociada a cris­ talizaciones previas de fibrolita**, turmalina, albita y cuarzo, en procesos semejantes a los ya descritos en el metamorfismo re- trôgrado hercînico (M^), con el cual séria sincrônico o mâs bien cogenôtico, pues evolucionan ya conjuntamente, con el resto del orôgeno donde se emplazaron. Todos estos granitoides presentan relaciones apropiadas de Q:AbîOr, prôximas a liquides de fusiôn minima (Fig- 135), y un ca rScter siSlico évidente, refiejado en su peraluminicidad, con des­ arrollo petrogrSfico de silicatos alumînicos y ferromagnêsicos, y enriquecimiento en determinados eleroentos incompatibles de ca­ râcter litôfilo (K, Rb, Zr... ). Poco han debido desplazarse de su nivel de generaciôn para emplazarse en un encajante que se encuentra sometido a condicio­ nes termodinâmicas y gradientes geotérmicos similares. El carâc­ ter subautôctono de este magmatismo crustal se refleja en los ca racteres estructurales de yacimientor contactes vagamente difusos, ausencia de fenômenos de contactos apreclables, emplazamientos po co forzadoB, aprovechando discontinuidades previas del encajante. Esta subautoctonla se refleja tambiên en su relaciôn con los mo­ mentos paroxismales del metamorfismo. Asl, el emplazamiento ca- tazonal de estos cuerpos se realiza en momentos de sin-tardicine- 303 matlsmo respecto al metamorfismo de alto gradiente geotêrmico (rocas estictollticas y leucogranitos inhomogêneos), o en etapas algo posteriores, finimetamôrficas, para los tipos menos deforma dos (aplogranitos turmalinlferos). Este grupo de granitoides se correlaclonan bien con los ti­ pos leucograniticos del Macizo Central Francês (AUTRAN et al. 1980), con proporciones de Si0 2 ( > 68%), CaO(<1.4%), ferromagnesia nos (< 3%) (DIDIER y LAMEYRE, 1969), y relaciones Rb/Sr equivalen tes (DUTHOU, 1977), pertenecientes a la familia precoz de grani­ ts hercînicos producidos por fusiôn en niveles medios de la corte za (aprox. 15 Kms. y 4 Kb de presiôn), en zonas determinadas de la misma con concentraciôn de volâtiles suficientes para una fu­ siôn anatêctica importante, y generalmente asociados a fenômenos migmatlticos. * Con parte del Na integrado en la estructura de la cordierita. PITCHER (1965) sugiere la formaciôn de sillimanita en ambientes hidrotcrmales, en presencia de boro, fluoruros e hidroxilos. I VII.- CONCLUSIONES 305 Del estudio realizado se deduce la existencia de una serie antigua, probablemente precâmbrica, fundamentalmente integrada por tramos paraderivados de carâcter metapèlîtico y metacarbona- tado, con cuerpos bâsicos circunscritos, ligados a un ciclo mag­ mâtico de carâcter epicontinental. Esta serie, definida con el nombre de Serie Fêmica Hetero- gênea, présenta caractères de litofacies guîa. Esta compuesta por niveles esquistosos, algunas veces nodulosos, de origen pelîtico maduro (relaciones molares de N a < K), que se presentan interestra tificados con mârmoles fundamentalmente calcodolomiticos (tal vez calciticos en otros sectores) y niveles calcosilicatados varios en los tramos medios de la Serie. La apariciôn de metabasitas de carâcter toleîtico (ortoanfibolitas) y granulîtico (rocas coronî- ticas), sin caractères precisos de intrusividad en estas facies, nos conduce a la existencia de un ciclo magmâtico precâmbrico po­ co conocido actualmente. Con cierto carâcter de penetratividad en estos niveles, que enclavan con frecuencia, se emplazan en tiempos imprécises preor- dovlcicos (cCâmbrico?), una serie compléta de granitoides calco- alcalinos de los que aparentemente no se conservan indicios de me tamorfismo de contacte importante o de clara intrusividad. Estas facies, que se clasifican segûn sus caractères petro- grâficos: porfidismo (ortogneises glandulares con megacristales y leucogneises sin ellos), Indice feldespâtico y tamano de grano, presentan un carâcter évolutive desde têrminos granodioriticos (gneises glandulares subplagioclâsicos) a leucograniticos (leuco­ gneises) , a veces de carâcter subfiloniano tardio o de tendencias pegmatiticas (leucogneises turmalinlferos altos en Rb). Sobre este conjunto de materiales empieza a actuar con ri­ gor la orogenia Hercînica. Esta se inicia probablemente en el Car bonifero medio (Namuriense) con una etapa metamôrfica de bajo gra 306 diente geotêrmico, tîpica de regîmenes de presiôn intermedia, que lleva asociada una deformaciôn con plegamiento isoclinal. El carSc ter relativamente anhidro de la serie previa (probablemente metamor fizada, al menos en lo que se refiere a los tramos fêmicos supues- tamente "corneanizados"), y la progresiva desvolatilizaciôn de los materiales no sôlo con el metamorfismo sino tambiên en el so- terramiento previo, produjo la apariciôn de facies de tendencias ecloglticas y granulîticas en rocas de composiciôn apropiada (me tabasitas). El comportamiento dûctil de volûmenes importantes de roca facilité la elevaciôn generalizada de la zona axial de la Cadena, con el consiguiente cambio de rêgimen del metamorfismo. La gene­ raciôn de estas bandas de cizalla sinesquistosa, acompanadas no sôlo de importantes procesos de milonitizaciôn de las litologlas previas sino tambiên de intrusiôn de magmas bâsicos y âcidos en volûmenes discretos, senala el mornento culminante del proceso têc tônico de la orogenia Hercînica. Estos sectores miloniticos plan- tean a su vez, problemas importantes de discordancia metamôrfica no suficientemente aclarados. El metamorfismo de alto gradiente geotêrmico ligado al proce so de elevaciôn de la Cadena, de caractères mâs hidratantes pero aûn semisecos, regionalraente no granulîtico, se imbrica con un magmatisme subautôctono, como consecuencia del mantenimiento del flujo têrmico del metamorfismo durante el levantamiento del orô­ geno. En cualquier caso, el metaraosrfismo hercînico catazonal evo- luciona segûn condiciones prôximas a las de granulitas, pero sin llegar en ningûn momento a définir caractères régionales propios de dicha faciès. Etapas deformativas posteriores, con desigual grado de pene tratividad, r.etrovergen y empinan las estructuras anteriores, a 307 la vez que el proqresivo carScter distenslvo de la orogenia faci­ lita la infiltraciôn de soluciones acuosas que acttjan fundamental^ mente de manera intersticial. La disipaciôn del flujo têrmico pro- voca un metamorfismo retrôgrado final de carâcter aloquîmico, que Bustituye y transforma en grade variable las paragênesis anterio- res, que salvo en sectores de gran deformaciôn (bandas de cizalla filonlticas), s6lo afectan parcialmente a los bordes de granos mi nerales. La generaciôn de magmas anatêcticos en niveles mesocortica- les adyacentes, y su emplazamiento desde momentos finiparoxisma- les del metamorfismo, provoca una serie compleja de estructuras migmatîticas allf donde los volûmenes de leucogranitoide son mSs discrètes, mientras que en sectores donde estos magmas son mSs abundantes se originan macizos inhomogêneos con fenômenos parcia- les de asimilaciôn o digestiôn del encajante, que se incorpora al fundido. Todos estos magmas son de composiciôn normalmente peraluml- nica y proceden de fusiôn parcial, en niveles prôximos (subautôc- tonos) probablemente con condiciones locales de hidrataciôn, de materiales cuarzofeldespâticos semejantes a los estudiados. En al gunos de estos magmas se producen a veces fenômenos, probablemen­ te de inmiscibilidad (faciès estictollticas), que plantean posibi- lidades de emigraciôn y despegue de volGmenes exageradamente dis­ crètes . 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