Tierra y Tecnología nº 56 | DOI (Digital Object Identifier) Autor: Elena Real Fernández. Departamento de petrología y geoquímica Fac. CC. Geológicas, Universidad Complutense de Madrid, C/ José Antonio Novais, no. 2, 28040 Madrid. elenreal@ucm.es.

RESUMEN

Este trabajo pretende entender los procesos que han intervenido en la deformación, tanto a pequeña como a gran escala, de los materiales metamórficos del sector de Valdemorillo, ubicado al oeste de la Comunidad de Madrid y dentro del Sistema Central Español. El objetivo es entender mejor la evolución cinemática y el comportamiento mecánico específico de los materiales ígneo-metamórficos de la zona, deformados mediante determinados esfuerzos desarrollados a lo largo de la orogenia Hercínica. Para ello, se ha llevado a cabo un análisis estructural a partir de la realización de una cartografía geológica a escala 1:25000 y el análisis de diversos estudios petrográficos al microscopio. Así, se han identificado un total de 5 deformaciones diferentes, que han permitido comprender mejor la reconstrucción de los procesos generados en esos materiales y que vemos hoy en día.

ABSTRACT

This work aims to understand the processes that have taken part in the deformation, both on a small and large scale, of metamorphic materials in Valdemorillo area, located in the west of the Community of Madrid and within the Spanish Central System.

The objective is to understand the kinematic evolution and the specific mechanical behaviour of igneous-metamorphic materials from the area, deformed by certain efforts developed throughout the Hercynian Orogeny. Therefore, a structural analysis has been carried out throughout a geological mapping scaled 1: 25000 and the analysis of various petrographic studies by microscope. Thus, a total of 5 different deformations have been identified, which have allowed us to better understand the reconstruction of the processes generated in these materials and that we see today.

INTRODUCCIÓN

El Sistema Central Español ha tenido siempre un primordial interés por la dificultad que implica su reconstrucción estructural y geológica. Se trata de una cadena alargada con dirección N60ºE, levantada durante la orogenia Alpina pero constituida principalmente por materiales paleozoicos deformados y plegados durante la orogenia Hercínica (Babin Vich y Gómez Ortiz, 1997). Estos materiales son rocas metamórficas e ígneas, que presentan diversas estructuras desarrolladas en diferentes fases de deformación durante la misma orogenia Hercínica. Averiguar la evolución tectónica y estructural de las secciones profundas de esta colisión a través de estructuras geológicas es primordial para entender la construcción y el desmantelamiento del orógeno (Arango et al., 2013). Sin embargo, el número de deformaciones que se han podido generar en el macizo hercínico del Sistema Central sigue estando aún en estudio y discrepancia. Autores como Bastida et al. (1990) y Macaya et al. (1991) afirman haber estudiado y localizado sólo tres deformaciones, mientras que López Ruiz et al. (1975) y Doblas et al. (1994) cuatro e incluso, para Bellido et al. (1981), Gómez Ortíz (2001), y artículos más recientes cerca de la zona de estudio de Arango et al. (2013) hasta cinco deformaciones diferentes.

La zona de estudio, con una extensión de 18 km2, se localiza al oeste de la Comunidad de Madrid, abarcando parte de los términos municipales ordenados de oeste a este de Valdemorillo, Colmenarejo y Villanueva del Pardillo (Figura 1). Asimismo, alberga en su totalidad las urbanizaciones de Puente la Sierra, Jarabeltrán y el Mirador del Romero, pertenecientes al municipio de Valdemorillo. Las carreteras M-600 y M-853 facilitan una mayor accesibilidad a la zona.

Figura 1. Ubicación de la zona de estudio con sus coordenadas correspondientes dentro de la Comunidad de Madrid y, remarcado en rojo y de forma numérica los tres municipios que abarca dicha zona: 1. Valdemorillo, 2. Colmenarejo y 3. Villanueva del Pardillo (Primeras dos imágenes generadas en el QGIS con base cartográfica del IGN y la tercera obtenida a través de Google Earth).

Dentro del contexto geológico, los materiales que se encuentran en la zona de estudio se dividen en dos grandes conjuntos. Por un lado, el dominio ígneo- metamórfico del Sistema Central Español, y, por otro, los materiales de la Cuenca del Tajo, que ocupan una mayor extensión y tienen edad mesozoica-cenozoica (Portero et al., 2004; Anexo 1).

El dominio ígneo-metamórfico se enmarca según Julivert et al. (1972) dentro de la Zona Centroibérica (ZCI) del Macizo Ibérico (Figura 2). Se caracteriza por presentar un metamorfismo variable de grado bajo a alto generado por la orogenia Hercínica y, abundantes intrusiones graníticas posteriores a esa principal colisión (Carbonífero Superior – Pérmico Inferior) (Martínez Catalán et al., 2004).

Figura 2. Mapa de las principales unidades geológicas de la Península Ibérica en donde se enmarca en negro la Zona Centroibérica del Macizo Ibérico y parte de la Cuenca Cenozoica del Tajo (Modificado de Vera et al., 2004).

Por otro lado, la cuenca Cenozoica del Tajo corresponde a una cuenca sedimentaria cuyo origen se debe al levantamiento por cabalgamientos del Sistema Central y la Cordillera Ibérica, durante la orogenia Alpina (García, 2008; Alonso-Zarza et al., 2004). Los materiales que la conforman presentan importantes cambios de facies, desde gravas y arenas en las zonas marginales, hasta limos y arcillas en las zonas centrales. Éstos se han originado por la erosión y el transporte de los procesos gravitacionales, fluviales y eólicos durante el levantamiento de los sistemas montañosos (García, 2008). Por último, es importante destacar, la presencia en la zona de estudio de una estrecha franja de materiales mesozoicos correspondientes a depósitos siliciclásticos de medios litorales y ambientes marinos someros, localizada en el límite entre el macizo y la cuenca del Tajo (Gil y García, 1996).

METODOLOGÍA

Se ha llevado a cabo un análisis exhaustivo mediante la siguiente metodología:

  • Estudio bibliográfico de la geología estructural y tectónica de la zona, así como anejas a ella.
  • Cartografía geológica, toma de datos, reconocimiento de las unidades a estudiar y observaciones estructurales en el campo.
  • Recogida de ocho muestras localizadas en diferentes puntos del basamento metamórfico. En cada una de ellas, se ha indicado la orientación y el buzamiento (Anexo 1).
  • Selección de siete de las ocho muestras para posterior estudio y análisis petrográfico en microscopio. Se han estudiado cinco láminas delgadas de ortogneis y dos de paragneises.
  • Análisis de las diferentes estructuras microscópicas observadas en las láminas delgadas y unificación de todos los datos obtenidos.

DESCRIPCIÓN DE LOS PARAGNEISES Y ORTOGNEISES

Los ortogneises y paragneises son los principales materiales que se han analizado en este trabajo y corresponden con las rocas más antiguas de la zona de estudio. Se localizan dentro del complejo ígneo-metamórfico del Sistema Central, de edades Precámbricas y Paleozoicas (Macaya et al., 1991). Abarcan más de la mitad de la zona de estudio con una extensión aproximada de 8,7 km2, y un espesor medio de 10 km de acuerdo con Portero et al. (2004). En ellas, se distinguen dos unidades diferentes: paragneises esquistosos y ortogneises glandulares asociados a una foliación principal y regional medida, una foliación S2.

Paragneises:

Los paragneises son rocas metapelíticas provenientes de un protolito sedimentario. En la zona de estudio se encuentran en una porción muy pequeña, que está afectada por diversas fallas de desgarre sinestrales con dirección N-S. Texturalmente, presentan un bandeado composicional lepidoblástico constituido principalmente por minerales de tamaño medio-fino de micas blancas, biotita, cuarzo y plagioclasa, alternado con secciones leucocráticas cuarzo-feldespáticas centimétricas de textura granoblástica, y un tamaño de grano más grueso. Este tipo de bandas con aspecto pseudoglandular es generado por agregados de materiales graníticos que, junto con el bandeado lepidoblástico, son afectados y orientados por la foliación principal S2. Asimismo, también se encuentran como minerales accesorios apatito subredondeados, circón, turmalina, berilo, minerales opacos y granate (Portero et al., 2004).

Estos materiales pre-ordovícicos, anteriores a la orogenia Hercínica, corresponden a la unidad más antigua de toda la zona de estudio, pudiendo ser según Rodríguez Alonso et al. (2004) del Vendiense Superior – Cámbrico Inferior. Además, presenta una morfología de antiforma o de domo, identificada gracias a las direcciones y lineaciones bidireccionales (NO – SE) obtenidas en el campo (Anexo 1).

Ortogneises:

Figura 3. Glándula de 8 cm de tamaño donde se observa la neoformación de cristales de menor tamaño en los laterales del fenocristal y, los de mayor tamaño, en el centro de la glándula.

Los ortogneises se caracterizan por desarrollar una textura lepido-granoblástica de grano medio a grueso, con bandas alternas cuarzo-feldespáticas y micáceas. Están constituidos, a su vez, por glándulas de feldespato alargadas y aplanadas de origen ígneo y tamaño centimétrico, distribuidas de forma irregular rodeadas por la foliación principal y regional S2. Muchos fenocristales que forman las glándulas presentan una neoformación de cristales  de cuarzo, plagioclasa y micas blancas. La recristalización se lleva a cabo desde los bordes hacia el interior, con cristales de menor tamaño a mayor respectivamente (Figura 3) y está asociada a un conjunto de procesos de microfracturación y reorganización denominado flujo cataclástico, desarrollado durante las distintas fases de deformación del macizo hercínico.

Por otro lado, destacan otro tipo de ortogneises que a escala microscópica presentan una textura mayormente granoblástica también de grano medio – grueso e inequigranular, pudiéndose confundir con la textura de un granitoide. Sin embargo, a escala de campo, se puede observar que ese tipo de ortogneises contiene glándulas de feldespato potásico de carácter ígneo. Según Bellido et al. (1981), este fenómeno es frecuente en zonas de alto-medio grado metamórfico del Sistema Central, donde se produce una pérdida parcial de la estructura inicial del ortogneis. Este tipo de rocas se originan por fundidos parciales posiblemente generados durante los últimos estadios del desarrollo de la foliación S2, que según Pawley et al. (2013) son controlados por un número de diferentes variables como son la temperatura y la presión, la presencia o actividad de agua y la composición del protolito de la roca migmatizada. Durante la reacción metamórfica, se produce unas condiciones de desequilibrio que inducen al conjunto de los minerales a alterarse con el objetivo de minimizar su energía libre de Gibbs y generando una distinción en colores más claros (leucosoma) y más oscuros (melanosoma). Asimismo, existe otra porción, denominada paleosoma que destaca por ser la parte no afectada durante el fundido parcial, correspondiéndose con las glándulas cuarzo-feldespáticas que se observan en la figura 4. Por último, teniendo en cuenta las descripciones según Pawley et al. (2013), se ha podido clasificar a este tipo de ortogneis como metatexita migmatítica.

La edad de estos materiales, según Rubio Pascual (2013) y López Ruiz et al. (1975), corresponde al Cámbrico Superior – Ordovícico Inferior (500 -470 millones de años (Ma)) y son rocas que se originaron a través de un metamorfismo regional de grado medio característico de bajas presiones y altas temperaturas. Se deduce que son cuerpos intrusivos que se encajaron en los metasedimentos de edad pre- ordovícica explicados anteriormente.

Figura 4. Ortogneis migmatítico. Se localiza como parches aislados en la zona de campo e incluso dentro del mismo afloramiento. Se caracteriza por presentar una estructura granoblástica similar a la de un granito, como se observa en la imagen de la izquierda.

RESULTADOS: ESTRUCTURAS CINEMÁTICAS ASOCIADAS A LAS DEFORMACIONES

Microestructuras en los paragneises:
Figura 5. En la lámina delgada se muestra una distinción granodecreciente de los minerales indentificados como una estratificación S0.

Los paragneises, gracias a su alto contenido en minerales micáceos, son las rocas que mejor definen las deformaciones sufridas en la zona. En las láminas estudiadas, se puede llegar a intuir  una estratificación S0 (Figura 5). Éstos destacan por ser rocas metamórficas cuyo protolito correspondiente es sedimentario, por lo que la estratificación S0 es una herencia asociada a lo que en su día pudo ser una arenisca. Esta S0 se identifica gracias a una distinción de minerales gruesos y finos vistos a escala centimétrica, destacando en la parte inferior minerales con mayor contenido en feldespato y cuarzo, y en la parte superior, minerales micáceos.

A escala de microscopio se observa un bandeado tectónico y composicional que se organiza en bandas ricas en micas (mica blanca + biotita) y, cuarzo + feldespato sódico (plagioclasa), con presencia de algunos minerales opacos. Este bandeado destaca por estar asociado a una foliación S2 que se observa en toda la zona de estudio, desarrollada durante una deformación D2. Asociado a esta foliación, también se pueden identificar micropliegues asimétricos vinculados a un plano axial (Figura 6). Estos pliegues según Bellido et al. (1981), se corresponden con la clase 1c de Ramsay (1967).

De igual forma, dentro de ese bandeado se observan arcos poligonales definidos por mica blanca, biotita, cuarzo y plagioclasa que corresponden a los últimos estadios de un clivaje de crenulación de la foliación S1 (Figura 6 y 7).

Figura 6. Pliegues asimétricos con engrosamiento de charnela de la foliación S1 (fase previa a la principal), observable tanto a lámina delgada como a microscopio. Son estructuras generadas durante el desarrollo de la foliación S2 debido a la reorientación de los minerales micáceos y se observa de forma paralela al plano axial del pliegue.

Figura 7. Observación al microscopio del clivaje de crenulación de la foliación S1, generado durante el desarrollo de la foliación S2.
Microestructuras en los ortogneises:

En los ortogneises se puede definir un bandeado gnéisico característico de la foliación S2, similar al de los paragneises constituido por bandas ricas en biotita, mica blanca y otros minerales como granates y opacos, alternado con cuarzo y feldespato (Figura 8a). Igualmente, en las diferentes láminas se ha podido identificar una serie de criterios cinemáticos dúctiles tipo fish o sigmoidal afectando a los porfiroclastos de feldespato. Todas estas estructuras se caracterizan por haberse generado durante las últimas etapas de una deformación D2. Además, muchos fenocristales son afectados también durante la foliación principal por comportamientos complejos frágiles – dúctiles del flujo cataclástico. Éste consiste en el desarrollo de un conjunto de procesos, desde la ruptura microscópica de los minerales existentes junto con la recristalización y la formación de otros nuevos, desarrollándose minerales como plagioclasa,  micas, cuarzo y otros.

Estos minerales durante el transcurso de la deformación principal migran hacia las colas del fenocristal de feldespato potásico previo de origen ígneo desarrollándose así la foliación S2 (Figura 8b).

Figura 8. A) En la lámina delgada se puede observar el bandeado tectónico característico de los ortogneises, con bandas oscuras ricas en micas y bandas claras ricas en cuarzo y feldespato. El círculo rojo muestra la imagen microscópica de la imagen 8b. B) Glándula constituida por minerales de diferente composición a causa de los procesos cataclásticos desarrollados en ella.

Asimismo, compatible con el movimiento de cizallamiento simple -dúctil de la foliación principal, se pueden definir estructuras de cizalla tipo S-C, de ambos tipos C y C’. Las estructuras tipo C, se caracterizan por presentar las bandas C paralelas a las zonas de cizalla y las S oblicuas a ellas. Sin embargo, las estructura tipo C’, las bandas C’ cortan a las S (Figura 9). Estas estructuras permiten explicar los procesos de boudinage que se generan en muchos minerales durante las últimas etapas del desarrollo de la foliación principal (Figura 10). En este tipo de rocas la foliación S1 es borrada por completo por la foliación S2 que, según Macaya et al. (1991), sigue la misma dirección y vergencia.

Figura 9. Estructuras tipo S-C a escala microscópica. A) Tipo C. Las bandas C (línea verde) se caracterizan por estar constituidas por minerales micáceos y las S (roja) se identifica gracias a la reorientación de cristales de cuarzo y feldespato dentro de las bandas C. B) Tipo C’. Localizada de forma puntual en la lámina delgada, se distingue por ser bandas de minerales orientados según C’ que cortan a las bandas S.
Figura 10. Estructura sigmoidal y fragmentación de tipo dominó en porfiroclastos marcadas con líneas discontinuas azules y negras, respectivamente. Estas estructuras se caracterizan por generarse mediante procesos de cizalla dúcil con dirección de desplazamiento hacia SO. Ambas estructuras se encuentran afectadas, a su vez, por las bandas C-S, marcadas con los colores verde y rojo de la figura 9a.
Mesoestructuras en los ortogneises y paragneises:

A escala de muestra de mano se puede observar en los diferentes afloramientos, diversas estructuras cinemáticas de carácter dúctil asociadas a la foliación S2. La gran mayoría son sombras de presión, estructuras tipo σ y fish, estructuras de rotación tipo δ y el desarrollado de estructuras de boudinage con sentido de techo hacia el SO (Figura 11) que afectan a las glándulas de feldespato aplanándolas y estirándolas en el sentido de compresión durante la deformación D2. Aparte, a esta misma escala, se observan otras estructuras en algunos afloramientos de ortogneises y paragneises que son generados como consecuencia de una deformación post-D2 y una D3, respectivamente. En los ortogneises se distinguen pliegues que afectan a la foliación S2, sin embargo, no es conocida la dirección del plano axial para poder identificarlos (Figura 12). En el caso de los paragneises se puede observar una esquistosidad de crenulación S3 que deforma tanto a la S1 como a la S2 y se encuentra asociada a pliegues con dirección N-S y NE-SO (Figura 13).

Figura 11. Ortogneis mostrando diferentes estructuras cinemáticas de carácter dúctil con sentido de techo hacia el SO. Las estructuras identificadas son: En color blanco, de boudinage generando un alargamiento y aplanamiento de las glándulas hasta su rotura si la deformación continuara. En azul, estructuras sigmoidales o tipo fish. En rojo estructuras tipo σ (sigma) y, en amarillo, estructuras de rotación tipo δ (delta). Asimismo, también se pueden observan estructuras tipo S-C’, como las observadas en el microscopio.
Figura 12. Afloramiento de ortogneises con mesoestructuras plegadas asociadas a una deformación post- D2 (marcadas con una línea verde)
Figura 13. Muestra de un paragneis, afectado por una S3 que deforma a las foliaciones previas desarrolladas S1 + S2, marcadas con líneas discontinuas rojas. En negro, se remarca la textura granoblástica de aspecto pseudoglandular y composición cuarzo – feldespática que se describía anteriormente sobre este tipo de rocas.
Macroestructuras en la zona de campo (Fallas D4 y cabalgamiento D5):

Dentro de la zona de estudio, se han podido identificar diferentes macroestructuras desarrolladas en diversas fases de deformación.La primera corresponde a un plegamiento de la foliación principal S2, mediante la deformación D3. Los pliegues que se generan son cerrados con direcciones NE-SO y vergencia al NO (Figura 14). Las otras estructuras hacen referencia a una serie de elementos de fractura y fallas sinestrales con dirección N-S y NE-SO que se encuentran asociados a diques de diversa composición y generados, según Capote et al. (1990), en las dos últimas deformaciones tardihercínicas.De igual modo, también destaca otra serie de fracturas vinculadas a diques de cuarzo con dirección NO- SE y cabalgamientos, observable en Anexo 1.

Figura 14. Esquema tectónico de una sección del basamento hercínico donde se muestra con líneas rojas discontinuas el trazado de la foliación S2 afectada por la foliación S3. En esta zona se distinguen cuatro tramas axiales marcadas con líneas verdes discontinuas y generadas en la tercera deformación. También, asociado a las últimas fases de deformación se observa una seria de tres fallas sinestrales con dirección NE-SO y, de color negro en mitad del esquema (Esquema generado mediante el programa Qgis).

DISCUSIÓN

Con todos los datos petrográficos tomados y analizados en el área de estudio se puede determinar que las rocas metamórficas de la zona del municipio de Valdemorillo desarrollaron en primer lugar una foliación S1 bastante penetrativa asociada a una componente subhorizontal de cizallamiento simple al SO. Esta foliación fue generada durante una primera fase de deformación, plegando la estratificación S0, observable en muchos paragneises. Autores como Arango et al. (2013) y Doblas et al., (1994), mencionan que esta deformación inicial, fue asociada a un evento de engrosamiento compresivo de la corteza desarrollado durante el Devónico Medio – Carbonífero Inferior. Posteriormente, siguiendo la misma tendencia y dirección de cizallamiento subhorizontal que la anterior deformación, se genera una foliación S2 muy intensa y de carácter regional en toda la zona de estudio. La foliación S2 se considera la foliación principal. Las estructuras cinemáticas analizadas previamente y generadas por esta foliación se caracterizan por ser de carácter dúctil determinando de este mismo modo que la deformación D2 se desarrolla mediante una componente subhorizontal de cizallamiento dúctil hacia el SO y generada según Doblas et al. (1994) entre el Carbonífero Inferior – Medio. Asimismo, es la encargada del desarrollo de un marcado bandeado tectónico y pliegues asimétricos que conserva relictos de una foliación previa S1, asociados a un clivaje de crenulación en los paragneises (Figura 7). Esta estructura, según Bastida et al. (1990) se genera cuando lo planos S1 se encuentran dentro de la zona de acortamiento de la S2 y destruida cuando se ubican dentro de la zona de alargamiento del elipsoide, como ocurre en los ortogneises. Asimismo, el clivaje de crenulación destaca en aquellas rocas metamórficas de grado bajo o medio.

A continuación de esta deformación sigue la D3, según las observaciones realizadas destaca por replegar las foliaciones S1 y S2, dando lugar a otras estructuras de crenulación y pliegues cartografiables retrovergentes en dirección N-S y NE-SW, formados según y Doblas et al., (1994) durante el Carbonífero Medio – Pérmico Inferior. Finalmente, afectando a todas las foliaciones existentes, se desarrolla las fases deformativas D4 y D5, de carácter frágil, y generadas durante el Pérmico Inferior – Triásico (Doblas et al., 1994). Estas deformaciones concuerdan con muchos autores por generar fallas normales con alto ángulo y, que según Capote et al. (1990), corresponden con las etapas Malagón (D4) y Hiendelaencina (D5).

CONCLUSIONES

Con todos los datos recabados se puede determinar que la zona sufrió un total de 5 deformaciones distintas durante la orogenia Hercínica, correspondiendo con las fases descritas por los autores Bellido et al. (1981); Gómez Ortíz (2001) y Arango et al. (2013). Una D1, de carácter compresiva y cizallamiento simple que pliega y deforma la estratificación S0 original de las rocas metapelíticas. Una deformación D2, que se superpone a la foliación previa y está asociada a un aumento extensional – compresivo de cizallamiento dúctil. Una fase de deformación D3, que destaca por cambiar y afectar por completo las deformaciones anteriores desarrolladas mediante esfuerzos de carácter comprensivo; y, por último, dos deformaciones de carácter frágil, las fases de deformación D4 y D5. Estas fases de deformación dan lugar a una serie de fallas y fracturas con direcciones predominantemente N-S y N- SE a lo largo de todo el zócalo hercínico e incluso afectando intrusiones graníticas post-hercínicas (Figura 15).

Figura 15. Resumen de la relación existente entre las diferentes fases de deformación desarrolladas en la zona de estudio de Valdemorillo y su edad correspondiente según Doblas et al. (1994) (Gráfico modificado de Rubio Pascual, 2013).

AGRADECIMIENTOS

Quisiera agradecer este trabajo a mi tutor Rubén Díez Fernández, por ayudarme a encauzar el objetivo de este proyecto y a valorar más esta rama de la geología. A todos mis amigos y familiares por apoyarme y estar ahí cuando más lo necesitaba. A Ester Boixereu Vila, editora de Tierra y Tecnología, por darme la oportunidad de publicar este artículo y, por último, a Francisco Javier Rubio Pascual por dedicar parte de su tiempo en revisarlo y aconsejarme.

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ANEXO 1

MAPA GEOLÓGICO (PDF)

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