Riaza. - Instituto Geológico y Minero de España

ciones metamórficas P-T fue establecida de forma semicuantitativa desde la estabilidad relativa
de las diferentes asociaciones minerales en una red petrogenética apropiada, junto con los datos
geotermobarométricos disponibles para el área en la bibliografía. Considerando también los datos
geocronológicos, en el presente apartado se reconstruyen las trayectorias P-T-t de rocas pertenecientes
a diferentes niveles estructurales las cuales han permitido entender la evolución tectonotermal
del área a escala cortical.
La rocas metamórficas de la región comprendida dentro de la hoja de Riaza han registrado una
compleja historia tectonometamórfica monocíclica ligada al desarrollo de la deformación hercínica.
De acuerdo con las características que presenta el ciclo metamórfico resulta apropiado subdividirlo
en tres eventos tectonotermales: D1, D2 y D3, entendidos como estadios sucesivos dentro de
un continuo evolutivo pero caracterizados por procesos tectónicos propios a escala orogénica. En
la Fig. 2.4 se recoge la evolución tectonotermal de las rocas pertenecientes a las diferentes zonas
metamórficas junto con las edades absolutas disponibles para algunos episodios metamórficos.
2.3.3.1. Primer evento tectonotermal (D1)
El evento tectonometamórfico prógrado inicial, D1, fue contemporáneo con el desarrollo de la
primera fase de deformación compresiva (sin-D1) y con la etapa intercinemática de calentamiento
posterior (inter D1-D2). Durante D1 tiene lugar la formación de un tren de pliegues vergentes
al NE y E y zonas de cizalla dúctil compresionales subhorizontales en profundidad (GONZALEZ
LODEIRO, 1980; Arenas et al., 1981; MACAYA et al., 1991). En la hoja de Tamajón, la macroestructura
compresiva D1 aparece sólo preservada en los niveles estructurales altos del dominio
oriental, los cuales fueron menos afectados por el evento posterior D2. La aparición en las rocas
metapelitas de minerales índice relacionados con la formación de fábricas S1, permite establecer
la siguiente secuencia de zonas durante D1: clorita, biotita, granate, y, probablemente, estaurolita
y distena en profundidad como se reconoce en asociaciones relictas pre-D2.
El diagrama P-T de la Fig. 2.4-a es parte del establecido por SPEAR y CHENEY (1989) para esquistos
pelíticos en el sistema KFMASH en condiciones de saturación de H 2 O. Aunque las rocas metamórficas
reales son sistemas más complejos, en él se puede establecer una estimación semicuantitativa
de las condiciones P-T experimentadas para cada zona metamórfica durante D1.
Las condiciones de las asociaciones D1 con cloritoide + distena citadas por GARCÍA CACHO
(1973) fueron aproximadamente de 400-450º C para presiones superiores a los 3 Kbar. Para las
rocas de las zonas del granate y de la estaurolita las condiciones P Máx -T PMáx resultan ser similares
y del orden de 5,0 - 5,5 Kbar y 500-525º C. En las rocas de la Iª zona de silimanita los datos
de la evolución durante D1 son inciertos, pero la presencia de relictos pre-S2 permite establecer
una asociación D1 en las metapelitas compuesta por Gt + St + Ky + Bt + Ms +Pl + Rut y en las
ortoanfibolitas por Cpx + Grt + Pl + Qtz ± Rut. Las condiciones de P Máx -T PMáx más probables de
dichas asociaciones sin-D1 serían de unos 7 - 8 Kbar y 600-650o C, características del campo de
media-T de la facies de las anfibolitas almandínicas, aunque la blástesis debió comenzar lógicamente
a menor P y T. Por lo tanto, el régimen bárico durante la etapa D1 fue de presiones intermedias,
como también señala el hecho petrográfico de que el primer Al 2 SiO 4 formado desde la
desaparición de estaurolita es distena. Al final de la trayectoria prógrada D1 y coincidiendo con
el final del engrosamiento cortical, se alcanzaron en cada nivel estructural las condiciones de P Máx
relativas al máximo enterramiento (Fig. 2.4-b).
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