Riaza. - Instituto Geológico y Minero de España

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ción de fábricas D2. En algunas rocas, la hornblenda y la escapolita cálcica forman porfiroclastos asimétricos que se destacan de entre una matriz estructurada en ribbons de cuarzo. En las sombras de P o en pull-aparts, la escapolita reacciona durante D2 para formar calcita, plagioclasa cálcica y/o clinozoisita y la hornblenda se transforma en actinolita. 2.2.3. Rocas ígneas prehercínicas 2.2.3.1. Ortogneises glandulares metagraníticos. Ortogneises de Berzosa (Unidad cartográfica 3) Bajo la denominación de ortogneises de Berzosa se agrupa una cierta diversidad de litotipos metagraníticos aflorantes estructuralmente por debajo del detachment del Cervunal y dispuestos cartográficamente en el dominio oriental siguiendo una alineación NNE-SSO paralela a la de la foliación metamórfica regional. Estos ortogneises son conocidos desde hace tiempo y resultan ser para muchos autores litológicamente comparables con los ortogneises glandulares que constituyen los grandes macizos del sector central del Guadarrama (BISCHOFF et al., 1973; GARCÍA CA- CHO, 1973; FERNANDEZ CASALS y CAPOTE, 1971; NAVIDAD, 1979; GONZALEZ CASADO, 1986; BELLIDO et al., 1991). Se trata de rocas cuarzo-feldespáticas caracterizadas por contener abundantes glándulas feldespáticas, aunque en proporciones algo variables de unas zonas a otras, y un moderado contenido modal de biotita (entre un 5% y un 12%). Las glándulas son de feldespato potásico en su mayor parte, presentan tamaños con una moda principal situada entre los 3 y 4 cm., aunque es posible encontrarlas de hasta 12 cm. de diámetro, y formas variadas según el grado de deformación desde idiomorfas a ovoides augen-gneis. Texturalmente son megacristales de ortosa con dos individuos en macla Carsbald, siempre predeformativos a la foliación que los rodea y por tanto heredados desde la primitiva roca granítica porfídica. Mesoscópicamente se caracterizan por presentar una fábrica plano-linear muy penetrativa, S2- L2, y una distribución volumétrica de las glándulas, así como de sus tamaños, bastante heterogénea debido en parte a la propia heterogeneidad del cizallamiento durante la deformación D2. Esta fábrica S2 es en las zonas más intensamente deformadas una fábrica milonítica S-C de tipo I (LISTER y SNOKE, 1984) de variable ángulo entre los planos S y C. La lineación L2 está definida por el estiramiento de las glándulas y la elongación en torno a ellas de las sombras de presión y las colas de recristalización. La asimetría de los augen feldespáticos y de porfiroclastos de tipo s establece un general sentido de cizalla paralelo a L2 de techo hacia el SE. Presentan texturas blastoporfídicas de mesostasia o matriz composicionalmente bandeada. La asociación mineral característica está formada por cuarzo + feldespato potásico + plagioclasa+biotita+moscovita, con granate, silimanita, zircón, monacita, apatito, turmalina, ilmenita, magnetita y opacos como accesorios. Retrogradacionalmente aparece en grado variable una cloritización de la biotita, la moscovitización de la silimanita, el feldespato potásico y la biotita, y la sericitización frecuentemente zonal de las plagioclasas. El feldespato potásico que forma las glándulas es una ortosa pertítica, variablemente microclinizada, que presenta inclusiones de biotita y plagioclasa y ha recristalizado en las zonas abrigadas a un agregado policristalino de microclina, oligoclasa y cuarzo. En caras paralelas a los planos S puede presentar reemplazamientos mirmequíticos y transformarse a moscovitas de orientación 83
lepidoblástica paralela. En la matriz es una microclina poco o nada pertítica que forma, junto a la plagioclasa, el cuarzo y albita intersticial, un agregado estructurado en bandas lenticulares alargadas y ribbons con una recristalización estática bastante intensa. La plagioclasa es una oligoclasa ácida con rebordes albíticos que sufre reemplazamientos de mica blanca a lo largo de las direcciones cristalográficas. La biotita y la moscovita contribuyen con su orientación lepidoblástica a la definición de la foliación S2. No obstante, existen moscovitas de alteración/hidratación tardía a expensas de los feldespatos que se disponen formando grandes placas superpuestas a la S2. El granate aparece inestable y variablemente corroído aunque es un mineral frecuente en los dominios más deformados por D2. La turmalina aparece fragmentada y reorientada paralelamente a L2. Su origen, así como el del granate, puede ser tanto ígneo relicto como blástico pre-D2. La heterogeneidad de estos gneises, en parte debida a la deformación D2, ha llevado a considerarlos como de origen tanto Vulcano-sedimentario (BISCHOFF et al., 1973; FERNANDEZ CASALS, 1974; GONZALEZ CASADO, 1986) como plutónico (ARENAS et al., 1980 y 1982). Los análisis químicos realizados en el presente proyecto indican sin embargo, una composición compatible con un origen paraderivado (ver apartado 2.4). Aunque no existen dataciones de estos gneises, la facies Antoñita de los ortogneises de Hiendelaencina, considerada como equivalente litológicamente (GONZALEZ LODEIRO, 1980), ha sido datada en 500 ± 26 Ma. por el método Rb/Sr, en roca total (VIALETTE et al., 1986), o en 500-560 Ma mediante U/Pb en zircones (BISCHOFF et al., 1986). 2.2.3.2. Gneises micro y mesoglandulares. Ortogneises de El Cardoso. (Unidad cartográfica 4) La existencia de estos gneises ocupando el sector interno de una gran estructura antiformal, conocida como el anticlinal del Cardoso, se conoce ya desde los trabajos clásicos de SCHÄFER (1969). Típicamente, los ortogneises del Cardoso son gneises micro y mesoglandulares de grano fino, que presentan intercalaciones características de cuarcitas con granate y anfibolitas con texturas en gerbes sobre todo hacia su techo. Han sido correlacionados con los gneises que forman la parte alta de la Formación Hiendelaencina u Ollo de Sapo de grano fino (CAPOTE et al., 1977; GONZALEZ LODEIRO, 1980; ARENAS et al., 1982). El origen propuesto para estas rocas es para SCHÄFER (1969) y GONZALEZ LODEIRO (1980) volcánico, mientras que para NAVIDAD (1978) y ARENAS et al. (1981), es volcanosedimentario. La existencia bastante común en ellas de porfiroblastos de granate y los niveles metasedimentarios intercalados, sugiere que estas rocas fueron tuffs riolíticos extruidos, retrabajados y depositados dentro de una secuencia siliciclástica en momentos iniciales del Arenig. A favor de esta interpretación está la edad de emplazamiento de los protolitos de 480±2 Ma que ha proporcionado mediante el método U/Pb en zircones (VALVER- DE-VAQUERO y DUNNING, esta memoria, apartado de Geocronología). Los afloramientos de estos gneises presentan en la hoja una pequeña extensión, localizándose estructuralmente por encima del detachment del Cervunal y definiendo los flancos de una gran estructura antiformal -Antiforme del Cardoso- cuya zona de charnela se localiza más al S en la vecina hoja de Tamajón. Como revela su disposición cartográfica en este último sector, constituye un gran cuerpo de geometría lenticular cuyos límites son subparalelos a la traza de la estratificación en la cuarcita armoricana. El paso hacia los metasedimentos se establece a menudo a través de un tramo continuo de alternancia con niveles de cuarcitas, cuarcitas anfibólicas y pa- 84
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CASQUET, C. (1986). C-O-H-N fluids
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FERNANDEZ CASALS, M.J. y CAPOTE, R.
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HERNANDO, S. (1980): Mapa geológic
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NAVIDAD, M. (1979). Las series glan
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SCHROEDER, E. (1930). "Der Grenzgeb
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WARD, D. DE (1950). Palingenetic st
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