Riaza. - Instituto Geológico y Minero de España

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Figura 2.3. Relaciones blastesis-deformación deducidas desde el estudio microtextural de metapelitas de la Hoja de Tamajón. 93
alcanzaron probablemente en los momentos tempranos de D2, pero posteriormente el metamorfismo sin-D2 es esencialmente retrógrado y descompresivo. Durante la deformación D3 el metamorfismo presenta un carácter retrógrado en todos los niveles estructurales. Hacia los niveles estructuralmente más bajos del dominio oriental (zonas de estaurolita y Iª de silimanita) y coincidiendo con un rápido incremento en la deformación D2, aparecen asociaciones minerales indicativas de un metamorfismo descompresivo más o menos acompañado por un ligero calentamiento prógrado. En las metapelitas de la Iª zona de la silimanita, la asociación Ky + St + Grt + Rut aparece formando porfiroblastos pre- y sin-D2 tempranos, así como en inclusiones, rodeados por una foliación S2 rica en fibrolita e ilmenita. Algunos granates en estas rocas muestran inclusiones de rutilo en el núcleo y de ilmenita en el borde. Estas microtexturas restringen, en el sistema TiKFMASH, las trayectorias P-T sin-D2 a una fuerte descompresión acompañada inicialmente por un ligero calentamiento. La presencia en rocas y en venas de segregación de estos mismos niveles estructurales de transformaciones Ky�Sil�And y de Sil�And sin y post-D2 (ARENAS et al., 1980), implica que la descompresión está acompañada posteriormente por un enfriamiento. En las rocas de la zona de la estaurolita situadas justo por encima del detachment del Cervunal, algunos porfiroblastos de estaurolita sin-D2 presentan un reborde externo, limpio de inclusiones, cuyo crecimiento posdata a la fábrica S2 y sugiere un ligero calentamiento post-D2. En estas rocas aparecen también poiquiloblastos de andalucita tardi-D2 que incluyen a la estaurolita y están localmente asociados con silimanita fibrolítica. ARENAS et al. (1980), citan también la abundante presencia de segregaciones de cuarzo ricas en andalucita en este nivel estructural. Estas transformaciones indican que estos niveles atravesaron en el espacio P-T la curva de generación de silicato de aluminio a expensas de la estaurolita (reacción G) cerca del límite de fases silimanita-andalucita (H), por lo que la evolución sin-D2 fue descompresiva y estuvo acompañada por un calentamiento. El crecimiento de los porfiroblastos de estaurolita y andalucita siguiendo esta secuencia debió producirse muy rápidamente como sugiere a menudo su naturaleza poiquilítica. En las rocas del dominio occidental buena parte de los procesos anatécticos tienen lugar durante D2, como establece el que los fundidos parciales estén concordantemente estructurados con la foliación S2. Sin embargo, estos procesos debieron iniciarse con anterioridad ya que existen abundantes leucosomas afectados por pliegues D2. La presencia de la asociación Sil + Kfs en gneises sin moscovita primaria y los procesos de fusión parcial sin-D2, indican que la reacción (J) y la de fusión por deshidratación de la moscovita, ambas de pendiente positiva, fueron atravesadas durante un evento que conlleva una importante descompresión. Esta descompresión también está indicada por las microtexturas de reemplazamiento del granate en los bordes por cordierita, frecuentemente presentes en los paragneises de alto grado del dominio occidental. Como indican las microestructuras y las asociaciones minerales asociadas a algunas de las fábricas S2 miloníticas, la deformación continua en condiciones de la facies de los esquistos verdes. Esta evolución D2 tardía fue, por lo tanto, retrógrada y especialmente intensa y localizada en los niveles estructurales más altos próximos al detachment de Montejo. 2.3.3. Evolución de las condiciones metamórficas Las condiciones de equilibrio de las sucesivas asociaciones minerales permiten deducir la evolución metamórfica P-T seguida durante cada episodio deformativo y la reconstrucción de las trayectorias P-T-t (presión-temperatura-tiempo). En la presente Memoria, la variación de las condi- 94
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FERNANDEZ CASALS, M.J. y CAPOTE, R.
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HERNANDO, S. (1980): Mapa geológic
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SCHROEDER, E. (1930). "Der Grenzgeb
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WARD, D. DE (1950). Palingenetic st
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