Tierra y Tecnología nº 57 | DOI http://dx.doi.org/10.21028/dmm.2021.02.18 Autores: Diana Moreno-Martín1 y Rubén Díez Fernández2
1 Departamento de Geología, Facultad de Ciencias, USAL. Plaza de la Merced, s/n, 37008 Salamanca, España. dianamoreno@usal.es | 2 Departamento de Investigación y Prospectiva Geocientífica, Instituto Geológico y Minero. Calle de la Calera, 1, 28760 Tres Cantos, Madrid, España. r.diez@igme.es
RESUMEN
El basamento metamórfico del sector occidental de la Península Ibérica se configuró durante la Orogenia Varisca, fruto de la colisión entre Gondwana, Laurrusia y otros terrenos peri-continentales adyacentes que dio lugar a Pangea. Este basamento forma parte de la microplaca ibérica y se deformó durante la Orogenia Alpina junto con el resto de rocas sedimentarias del Mesozoico. El análisis tectonometamórfico del registro varisco en el sector oriental del Sistema Central, junto con datos regionales previos, y un análisis de las deformaciones alpinas sobreimpuestas, han permitido la reconstrucción local de la evolución tectónica ligada al ensamblado del último supercontinente. La primera fase de deformación corresponde con el engrosamiento cortical generado en los comienzos de la colisión continental, y se preserva en forma de relictos minerales formados durante este proceso. A la segunda fase se le atribuye la formación de la foliación principal, que está ligada al desarrollo de una zona de cizalla dúctil extensional responsable de la atenuación del sobreengrosamiento cortical previo, así como del reequilibrio térmico. La tercera fase de deformación produce pliegues erguidos y un clivaje de crenulación a partir de la foliación principal, y tiene lugar en un momento en el que la colisión continental de Gondwana y Laurrusia prosigue.
INTRODUCCIÓN
El Macizo Ibérico es una zona clave para el estudio del Orógeno Varisco. En él se encuentran algunas de las suturas de la antigua Pangea, fruto de la colisión de Gondwana, Laurrusia y otros terrenos pericontinentales ubicados entre ellos, así como del cierre del Océano Rheico (Díez Fernández et al., 2016). Este estudio trata de analizar los sucesivos episodios de deformación que tuvieron lugar en la porción del Orógeno Varisco que se encuentra en el sector oriental del Sistema Central, y cómo estos atestiguan procesos orogénicos a gran escala que tuvieron lugar durante la colisión que construyó el orógeno.
SITUACIÓN GEOGRÁFICA Y CONTEXTO GEOLÓGICO
La zona de estudio se sitúa en la Comunidad Autónoma de Castilla la Mancha, provincia de Guadalajara (Fig. 1A). Está situada en las sierras septentrionales de Guadarrama, entre los pueblos de Pálmaces de Jadraque, Angón, Cardeñosa y La Bodera (Fig. 1B). El área cartografiada mide unos 19,5 km2 y es un rectángulo situado entre las coordenadas 4551000, 509000 y 4544000, 512000 UTM (m).
El área estudiada está situada en el borde este del Sistema Central, entre la Cuenca del Tajo y la Cordillera Ibérica (Fig. 2). Su basamento metamórfico se ubica dentro de la Zona Centroibérica (ZCI), una de las más internas del Orógeno Varisco en el Macizo Ibérico (Rubio Pascual, 2013). La ZCI representa un autóctono relativo del citado orógeno que ocupaba una posición centro-oriental a lo largo del margen norte de Gondwana (Fuenlabrada et al., 2016). La zona de estudio se sitúa dentro del Dominio del Ollo de Sapo de la ZCI (Martínez Catalán et al., 2004). Los materiales del basamento estudiado son de edad Neoproterozoico a Silúrico, sobre los que se asienta el Pérmico discordante y rellenando un paleorrelieve (Sopeña, 1980). Sobre este basamento también se apoyan rocas sedimentarias de edad Triásico mediante una discordancia angular (Sopeña, 1980) y presentan fracturas y pliegues producidos durante la Orogenia Alpina (González Lodeiro, 1980). Los materiales cenozoicos se apoyan discordantes sobre todos los materiales subyacentes, tendiendo a mostrar mayor horizontalidad cuanto más modernos.
ANTECEDENTES
La Zona Centroibérica (ZCI) ha sido dividida en 3 unidades según su litoestratigrafía, estructura y metamorfismo (Rubio Pascual, 2013):
-La Unidad Inferior está constituida por rocas metasedimentarias, a cuyos protolitos se les asume una edad Proteorozoico Superior, con un espesor actual reconocible de hasta 6.500 m. Esta unidad incluye ortogneises (meta-granitoides) con protolitos de edad Ordovícico Inferior. Su sección estructural superior incluye milonitas, y, en conjunto, es la de mayor grado metamórfico.
-La Unidad Intermedia está formada por hasta 1.500 m de rocas metasedimentarias cuyos protolitos son de edad Ediacarense-Cámbrico, con presencia de leucogneises derivados de rocas ígneas de edad Ordovícico Inferior. La foliación principal de esta unidad (S2) se relaciona con una deformación dúctil ligada a un cizallamiento con sentido de movimiento de techo al SE.
-La Unidad Superior está constituida por hasta 7.500 m de materiales orto- y paraderivados de edad Ordovícico Superior-Devónico Superior. La foliación principal de estas rocas en la base es una S2, mientras que en la parte estructuralmente superior es una S1, siendo el metamorfismo de esta unidad el de menor grado.
Trabajos anteriores identificaron varias fases de deformación de edad Varisca (González Lodeiro, 1980; Fernández Rodríguez, 1991; Rubio Pascual, 2013). La interpretación de estas fases de deformación ha variado con el tiempo, así como la adscripción de algunas estructuras locales y regionales específicas a las diferentes fases de deformación. Los estudios más recientes sugieren la existencia de hasta tres fases de deformación de alcance regional, es decir, reconocibles en la mayoría de secciones de esta parte del orógeno, siendo otras de carácter local y no trazables a lo largo de toda la ZCI. Así, se reconoce una primera y una tercera fase de deformación (D1 y D3) ligadas a procesos de engrosamiento cortical, mientras que se discute si una segunda fase (D2), durante la cual se forma la foliación principal en los sectores estructuralmente inferiores, está ligada a estructuras que acomodan deformación tangencial ligada bien a estructuras aditivas (engrosamiento cortical) o sustractivas (adelgazamiento cortical). Esta última opción, junto con las dos grandes etapas de engrosamiento cortical, definen una evolución tectónica reconocible en otras secciones de la ZCI (Escuder Viruete et al., 1994; Díez Balda et al., 1995; Arango et al., 2013; Díez Fernández et al., 2013; Rubio Pascual et al., 2013; Díez Fernández y Pereira, 2016), y que alterna engrosamiento y atenuación cortical dentro de un contexto global de colisión continental (Díez Fernández et al., 2016).
OBJETIVOS
En este trabajo se describe las principales las principales fases de deformación que afectan al basamento metamórfico de la zona de estudio, incluyendo el reconocimiento del conjunto de estructuras ligadas a cada fase, su interferencia, así como una aproximación cualitativa a su evolución tectonotermal basada en un análisis petro-estructural de las diferentes litologías.
MÉTODOS
Este estudio se ha basado en la elaboración de una cartografía geológica a escala 1:25000, utilizando como referencia la cartografía elaborada por el IGME (Hoja 460; Gabaldón López et al., 1980). La cartografía se ha llevado a cabo conjuntamente con la toma de datos estructurales (planos y líneas) y la observación de estructuras y análisis de su interferencia a escala local. El análisis estructural de campo ha sido completado con un análisis a la macro-escala basado en los patrones cartográficos que muestran los conjuntos litológicos diferenciados. Se ha realizado un estudio petro-estructural en microscopio sobre láminas delgadas hechas a partir de secciones representativas (paralelas o normales a ejes de simetría de estructuras representativas) en muestras orientadas de las litologías más representativas.
UNIDADES LITOESTRATIGRÁFICAS
La Formación Angón está formada por esquistos y cuarcitas, cuarcitas feldespáticas y micaesquistos con granate y estaurolita. Se trata de series paraderivadas para cuyos protolitos se asume una edad Neoproterozoico-Cámbrico. Estas rocas son las más antiguas de la zona, y afloran en los niveles estructurales inferiores del Domo La Bodera-Angón a lo largo de núcleos de estructuras antiformes D3. Estos datos equivalen a los de otros estudios (Fernández Rodríguez, 1991).
El ortogneis glandular félsico granítico de la Formación Antoñita presenta un tamaño de grano medio-grueso, con microestructura glandular definida por porfiroclastos de feldespato potásico (augen) y una foliación principal definida por bandas ricas en biotita, y en menor medida en mica blanca, formando un bandeado composicional de origen secundario que alterna otras bandas más ricas en cuarzo, plagioclasa y feldespato potásico. Este bandeado gnéisico constituye su foliación principal (S2), junto con la orientación preferente individual de sus minerales, definiendo el conjunto una fábrica de forma planolinear. En los planos de foliación se observa una lineación mineral y de estiramiento (L2), ambas subparalelas. Análisis químicos y petrográficos indican que se trata de una roca ortoderivada (Navidad, 1978) cuyo protolito sería un granitoide félsico porfídico de tipo “S”. La edad del protolito ígneo es Cambro-Ordovícica (Villaseca et al., 2016). Su potencia en la zona de estudio es de unos 150 m.
La Formación Cardeñosa está constituida por cuarcitas y cuarcitas feldespáticas de color gris dispuestas en capas de 1-2 cm, intercaladas con bandas de micacitas de grano fino de 1 cm, con un espesor total de 7 m en la zona de estudio. Su estructura interna es equivalente a la de las cuarcitas feldespáticas de la Formación Angón. Su depósito, al igual que rocas de la Formación Angón, pudo tener lugar en una plataforma terrígena somera (González Lodeiro, 1981).
El ortogneis con megacristales de feldespato potásico que aparece en la base de la Formación Hiendelaencina presenta grano grueso, textura porfiroclástica inequigranular y porfiroclastos de feldespato potásico de dos familias de diferente tamaño (~0,5 cm y entre 4 y 8 cm) (Fig. 3). El resto de características petroestructurales son análogas a las descritas para el ortogneis glandular de la Formación Antoñita. La potencia total es de ~150 m.
La Formación Hiendelaencina presenta a techo un ortogneis glandular (gneis Ollo de Sapo) de tamaño de grano medio-fino, con microestructura porfiroclástica, con porfiroclastos de unos 0,5 cm de feldespato potásico y cuarzo de color lila-azulado (Fig. 4). La foliación principal está definida por bandas ricas en biotita, y en menor medida mica blanca, formando un bandeado composicional de origen secundario que alterna otras bandas más ricas en cuarzo, plagioclasa y feldespato potásico. Este bandeado gnéisico constituye su foliación principal (S2), junto con la orientación preferente de sus minerales individualmente, definiendo el conjunto una fábrica de forma planolinear. En los planos de foliación se observa una lineación mineral y de estiramiento (L2), reconocible a partir del eje largo de glándulas elipsoidales de feldespato potásico, y por la morfología alongada de agregados de minerales melanocráticos. El espesor de esta unidad en la zona de estudio es de ~50 m.
Díez Montes (2007) otorga al Ollo de Sapo un origen volcanodetrítico, combinando rocas ígneas ácidas del periodo Cámbrico y Ordovícico (actividad volcánica, subvolcánica y plutónica) y sedimentos derivados de su erosión.
El contacto con la litología suprayacente presenta continuidad sedimentaria. Esta unidad es un conjunto litológico que alterna: microconglomerados y meta-arcosas de grano grueso con cantos redondeados de cuarzo y feldespato potásico de ~2 mm en matriz de tamaño fino intercalados con micas; metareniscas de grano medio ricas en cuarzo, con feldespato potásico, plagioclasa, moscovita y biotita; y pizarras-filitas de color gris oscuro y cuarcitas. La serie sedimentaria de la que procede esta alternancia de materiales tiene su equivalente regional en la Formación Bornova, o Capas de Constante, las cuales se asocian a un depósito marino somero estable de edad Ordovícico Inferior en un margen pasivo (Martínez Catalán et al., 2004).
Todas las unidades descritas hasta ahora conforman el basamento cristalino, para el que la Figura 5 muestra una columna litoestratigráfica sintética idealizada inferida a partir de sus protolitos.
Apoyados de manera discordante sobre el Cámbrico y Ordovícico, se observan paraconglomerados polimícticos con cantos angulosos, poco redondeados, extraídos del basamento próximo (gneises, cuarcitas, esquistos, pizarras), embebidos en una matriz rojiza areno-arcillosa de edad pérmica. El Triásico aflora como arcillas, areniscas y conglomerados rojos de las Facies Buntsandstein; arcillas, margas y dolomías tableadas gris-amarillentas de las Facies Muschelkalk; y arcillas y lutitas rojas y verdes y yesos de las Facies Keuper. Sobre ellos aparecen las arenas y arcillas versicolores de la Formación Arenas de Utrillas; calizas nodulosas y margas amarillentas de la Formación Margas de Picofrentes; dolomías y calizas dolomíticas tableadas; y dolomías sacaroideas masivas, todas ellas de edad Cretácico. Estas litologías presentan en la zona de estudio un espesor total de ~180 m.
ESTRUCTURAS PRINCIPALES
La zona de estudio ha sido afectada por la Orogenia Varisca y la Orogenia Alpina, mediando entre ambas una etapa de tectónica extensional durante el Pérmico-Triásico. La Orogenia Varisca afecta a los materiales del basamento, afectados por tres fases de deformación (D1-D3), cada una de ellas asociada al desarrollo de una foliación (S1-S3; ver proyecciones estereográficas en Figuras 6A y 6B).
D1 incluye pliegues volcados vergentes hacia el este, y una foliación de plano axial (S1) que intersecta con la estratificación (S0), definiendo una lineación de intersección (Fig. 7). S1 es la foliación dominante en los niveles estructurales superiores del basamento (alternancias del Ordovícico). La foliación principal en estas rocas está definida por la orientación preferente de toda la mineralogía visible, dominantemente micas (S1), y varía entre un clivaje espaciado a grosero en los términos de tamaño de grano más grueso, y una pizarrosidad en los más finos. D2 es la responsable del desarrollo de la foliación principal reconocible en el resto del basamento infrayacente (S2). La foliación principal en estas rocas queda definida por la orientación preferente de toda la mineralogía visible, dominantemente micas y niveles ricos en ellas, y/o en cuarzo y feldespatos. S2 varía entre una esquistosidad en los términos paraderivados y un bandeado gnéisico en las litologías ortoderivadas, siendo dicho bandeado más espaciado cuanto mayor tamaño de grano y mayor proporción de fases leucocráticas exista frente a fases melanocráticas. S2 se caracteriza por el desarrollo de microestructuras asimétricas propias de una zona de cizalla dúctil. D3 se deduce del desarrollo de pliegues erguidos que afectan a todas las estructuras previas del basamento, tanto a las mayores como a sus foliaciones asociadas (S0 a S2). D3 lleva asociada una foliación de plano axial de dichos pliegues que aparece en forma de clivaje de crenulación subvertical (S3) formado a partir de la reorientación de minerales previos (S1 y S2). La mayor estructura D3 de la zona de estudio es el antiforme Varisco definido por la estructura plegada de S2. La inmersión de los ejes de los pliegues D3 cambia de unos bloques de fallas alpinas a otros, las cuales han podido producir una reorientación de la estructuración Varisca.
La Orogenia Alpina, además de al basamento, afecta a los materiales sedimentarios de la cobertera (Mesozoico y Cenozoico). Esta orogenia genera sólo fases de deformación compresivas y transpresivas (Casas Sainz y de Vicente, 2009). La zona de estudio presenta diferentes fallas y pliegues alpinos, que pueden identificarse como tales por afectar a materiales del Mesozoico y más modernos. Pero también existen fallas que probablemente son alpinas, pero que afectan exclusivamente al basamento, y que requieren de un análisis más detallado para su identificación. Del mismo modo, las rocas y el tipo de cuenca Pérmico-Triásica de la zona de estudio sugieren que este sector fue tectónicamente activo durante ese periodo.
La estructura frágil que presenta la zona de estudio es un sistema de fallas normales del periodo Pérmico-Triásico, parcialmente reactivadas como fallas inversas en el Cenozoico. Parece que la falla que afecta al Pérmico pudo haber actuado como falla normal durante el periodo Pérmico-Triásico y, por su dirección respecto del acortamiento alpino dominante en este sector, pudo haber actuado como una falla transcurrente (tear fault) durante el Ciclo Alpino. Esta falla habría permitido un acortamiento alpino mayor en el sector oriental de la zona de estudio respecto del occidental, tal y como también se deduce de la mayor cantidad de cabalgamientos alpinos y sus pliegues de propagación asociados que afectan al Mesozoico y Cenozoico al S de la zona de estudio. La traza de la falla que yuxtapone el Ordovícico sobre la Formación Angón indica un buzamiento hacia el noroeste, siendo el bloque hundido el noroccidental. El buzamiento hacia el bloque hundido de esta falla revela su historia como falla normal. No obstante, el rejuego Alpino de esta falla se deduce a partir de su trazado, que corta a rocas del Mesozoico hacia el noreste yuxtaponiendo el basamento metamórfico sobre el Mesozoico. La apariencia de falla normal de esta fractura sugiere que su salto vertical como falla normal no fue superado por su reactivación como inversa.
En la zona de estudio predominan cabalgamientos alpinos de dirección NE-SO, que junto con los pliegues NE-SO de la parte S que afectan a la cobertera, sugieren un acortamiento alpino principal NO-SE. Dado que los cabalgamientos alpinos pueden conectarse a través de una falla trasncurrente de dirección NO-SE, esa dirección de acortamiento local pudo estar condicionada por la geometría de estructuras previas, y no tanto por la orientación regional de esfuerzos. De Vicente et al. (2011) concluyen que la dirección de acortamiento principal (y del esfuerzo mayor) del Ciclo Alpino fue N-S (Fig. 6C). Ésto permitiría direcciones de máximo acortamiento en dirección N-S, pero también en dirección NE-SO y NO-SE si se conjugan cabalgamientos y pliegues con fallas transcurrentes como en la zona de estudio.
ANÁLISIS MICROESTRUCTURAL Se han realizado láminas delgadas en las litologías del Ordovícico (0), en los esquistos con granate de la Formación Angón (1), en los gneises de grano fino del Ollo de Sapo (2) y en los gneises con megaglándulas de feldespato de la Formación Hiendelaencina (3) (ubicación señalada con una estrella en el mapa adjunto). El análisis petro-estructural ha permitido identificar las microestructuras asociadas a cada fase de deformación (D1, D2 y D3), sus foliaciones (S1, S2 y S3) y otras estructuras relacionadas, y las paragénesis minerales principales que permiten acotar cualitativamente sus condiciones metamórficas (M1, M2 y M3) y trazar su evolución.
Meta-arenisca del Ordovícico (0)
Su foliación principal es oblicua a la estratificación (S0), que se observa como bandeado composicional primario (bandas ricas en micas – bandas pobres en micas) en el que las micas se orientan individualmente oblicuas respecto de cada banda, definiendo la foliación principal (Fig. 7). La obli-cuidad de S1 respecto a S0 sugiere que se trata de una fábrica de plano axial que, a tenor de ser la primera formada en estas rocas, y en base a las observaciones microestructurales hechas en otras litologías, podemos identificarla como S1.
Esquistos con granate de la Formación Angón (1)
La foliación principal es una esquistosidad con bandeado composicional asociado, que alterna niveles más ricos en biotita y mica blanca (niveles M) con niveles más ricos en cuarzo y plagioclasa (niveles Q). Toda la mineralogía se orienta, individualmente, subparalela al bandeado composicional y define la foliación principal. La roca tiene porfidoblastos de granate, estaurolita y distena.
Los granates presentan inclusiones helicíticas de una fábrica planar interna (Si) definida por cuarzo y opacos microplegados (Fig. 8). Las micas que definen la foliación principal están en equilibrio con estos granates, lo que sugiere que la foliación principal es al menos una S2 y la fábrica interna una S1. El tamaño de grano de los cristales individuales de cuarzo incluido en el granate es notablemente menor que el observable en la foliación principal. Los planos axiales de los pliegues que dibujan las microinclusiones son oblicuos a la foliación principal, lo que sugiere una componente de deformación rotacional para S2 (cizalla simple).
Los porfidoblastos de estaurolita y granate pueden ser subidiomorfos y tener hábito alargado (más prominente en estaurolita), con su eje largo oblicuo respecto a la foliación principal. Ambos minerales pueden estar flanqueados por sombras de presión asimétricas dispuestas en continuidad con la orientación oblicua de los porfidoblastos alargados y formadas por los mismos minerales reconocibles en la foliación principal (Fig. 9). La estaurolita también incluye en parte a la foliación principal (cuarzo, micas, esfena), mostrando esta fábrica interna bien un paralelismo pleno respecto de la foliación externa, bien una ligera oblicuidad en su orientación. Cuando se observa oblicuidad, ésta es compatible con una rotación de la fábrica interna en el mismo sentido que la componente rotacional de deformación necesaria para orientar oblicuamente los porfidoblastos respecto de la foliación principal, y para distribuir asimétricamente las sombras de presión en torno a los porfidoblastos.
Las micas que se orientan paralelas a la foliación principal son de mayor tamaño, siendo el resto posibles cristales heredados de una fábrica anterior. De manera comparativa con las rocas metasedimentarias del Ordovícico, el tamaño de grano de las micas que definen la foliación principal para cada litotipo, también es diferente, siendo significativamente mayor para los esquistos, y ligeramente menor en el caso de la foliación principal de las meta-areniscas ordovícicas respecto de las micas que aparecen en los niveles Q de los esquistos. Esta observación sugiere que la foliación principal en los esquistos no es la primera, tal y como se había deducido a partir de las microinclusiones en porfidoblastos, y que la que la precede se formó bajo condiciones termales menores en ambas litologías.
La distena, ligeramente oblicua a la foliación principal, presenta bordes de reacción compuestos por sericita en contacto con los minerales que ahora definen la foliación principal (Fig. 10). Esta sericita probablemente provenga de la retrogradación de otro mineral anterior, quizás sillimanita. Al contrario que el granate y la estaurolita, no parece un mineral estable durante el desarrollo de la foliación principal (S2) reconocible en la actualidad. La distena podría haberse formado a finales del metamorfismo ligado a una etapa de deformación inicial (M1) y/o a comienzos de un evento metamórfico subsiguiente (M2), probablemente ligado a una segunda fase de deformación.Paralela a S2 también aparece clorita y micas parcialmente sericitizadas en forma de minerales retrógrados.
Gneis Ollo de Sapo de grano fino (2)
Esta roca es un porfiroide con pequeñas glándulas o porfiroclastos de plagioclasa, feldespato potásico y cuarzo, envueltos en una matriz de mica blanca, cuarzo y biotita, todos ellos orientados preferentemente definiendo una foliación principal penetrativa. El conjunto de minerales se organiza a modo de bandeado composicional de origen tectónico, poco desarrollado, con niveles Q y M en los que también pueden aparecer sillimanita y opacos.
Los porfiroclastos de feldespato potásico, plagioclasa y el cuarzo desarrollan subgranos, y procesos como rotación de subgranos, migración de bordes de grano, recristalización, y formación de neogranos (Fig. 11). Todo ello indica múltiples procesos a escala intracristalina, los cuales contribuyeron a la acumulación de deformación en la red cristalina de estos minerales previos a la génesis de la foliación principal. Es decir, la foliación principal en esta litología (y en el resto de ortogneises) no sólo se desarrolló mediante la recristalización y transformación metamórfica, sino también a partir de la acumulación de deformación interna en su mineralogía.
Se observan algunos dominios ricos en cuarzo y mica blanca (sin biotita), con menor tamaño de grano que los minerales que definen la foliación principal, y orientados de manera diferente a ésta. Parecen vestigios de una fábrica anterior a la principal que, dado su marcado paralelismo respecto a la foliación principal en los esquistos descritos anteriormente (S2) y a su cronología relativa interna, puede considerarse también como S2, siendo los citados vestigios relictos de una S1. También se observan minerales retrógrados como clorita.
Gneis con megaglándulas de feldespato potásico de la Formación Hiendelaencina (3).
La foliación principal, y única reconocible, de esta roca está definida por la orientación preferente de cuarzo, feldespato potásico, plagioclasa, mica blanca y biotita. La foliación principal es un bandeado (gnéisico) composicional formado por niveles esencialmente cuarzo-feldespáticos alternantes con niveles esencialmente micáceos. Esta foliación es subparalela al resto de foliaciones principales identificadas como S2 en el resto de litotipos, y será referida igualmente.
El feldespato potásico aparece en la matriz cuarzofeldespática y en forma de porfiroclastos con sombras de presión asimétricas (morfología sigmoidal) compuestas por cuarzo y micas, generalmente de menor tamaño de grano que en otras posiciones texturales, y que informan de una componente de cizallamiento simple para el desarrollo de la foliación principal (Fig. 12). Estos cristales desarrollan subgranos, neogranos, y pueden recristalizar y formar neogranos de plagioclasa, cuarzo y micas durante el desarrollo de la foliación principal, dispuestos en forma de agregados bien en el interior de los porfiroclastos y/o a lo largo de sus bordes.
Los neogranos de cuarzo en los bordes de los porfiroclastos o de subgranos de tamaño notable tienen una geometría alargada y orientación preferente de su red cristalina, definiendo bandas de deformación discreta dentro de los antiguos fenocristales junto con otros minerales (Fig. 12). La generación de subgranos, migración de los límites de grano, neoformación y deslizamiento inter- e intracristalino, son procesos asociados al aplastamiento y estiramiento de antiguos fenocristales y feldespatos presentes en el resto de la matriz que ahora se orientan paralelos a la foliación principal (S2), y contribuyen en conjunto al desarrollo de esta fábrica por flujo cataclástico.
Los dominios de cuarzo pre-metamórfico también desarrollan subgranos y neogranos. En algunos casos el límite entre los cristales de cuarzo de la matriz es oblicuo a la foliación principal. El cuarzo también presenta extinción ondulante por deformación, y en zonas más deformadas los cristales se individualizan y se extinguen sin ondulación, ya que son nuevos granos que derivan de la recristalización completa a partir de cuarzo primario. Estos procesos hablan de un flujo plástico, siendo la morfología de los dominios de cuarzo en forma de bandas alargadas resultado de la deformación dúctil, asistida por la generación de subgranos, rotación y migración de subgranos.
Observaciones de campo
La foliación principal identificada como S2 en todas las litologías metamórficas, especialmente en los gneises, suele llevar asociada estructuras asimétricas de tipo sigma formadas a partir de fenocristales (litologías ortoderivadas) o de porfidoblastos (granate y estaurolita en litologías paraderivadas). Observadas en planos perpendiculares a la foliación y paralelas a la lineación de estiramiento (planos en los que mejor se observaba su asimetría, y por tanto planos quasi-perpendiculares al vector de vorticidad), en la parte norte de la zona de estudio indican una componente de cizallamiento simple de techo hacia el sur, y en la parte sur dirigida hacia el norte (Fig. 13A).
En campo también se ha podido observar que la foliación principal (S2) en los esquistos con cuarcitas o metareniscas está afectada por pliegues erguidos, generalmente abiertos, que llevan asociado un clivaje de crenulación subvertical. Por su cronología relativa al resto de fases de deformación este clivaje será considerado una S3, habiéndose formado el conjunto de estructuras asociadas durante una tercera fase de deformación (D3). S3 muestra una orientación N120°E/90°, y lleva asociada una lineación de crenulación con orientación 30°/310° (Fig. 13B).
En las zonas dominadas por S2 también se observa un bandeado composicional primario en pequeños bancos de cuarcita (S0) incluidos entre esquistos, en los cuales se ven pliegues asimétricos con aparente boudinage local y vergencia al Sur.
Algunos dominios de los gneises glandulares de la Formación Antoñita muestran fundidos parciales (metatexitas) (Fig. 14A). Los leucosomas son de grano fino y contienen granate y cordierita (Fig. 14B). Algunos de los dominios máficos aparecen como bandas milimétricas, y podrían representar restitas de fusión. Dichas bandas, junto con los fundidos félsicos, muestran una estructura microplegada con planos axiales paralelos a S2. Estos fundidos disruptan el bandeado gnéisico local. Finalmente, el ortogneis glandular con megaglándulas de feldespato de la Formación Hiendelaencina presenta, además de estructuras sigma, estructuras S-C (Fig. 14C), ambas ligadas a la foliación principal y compatibles con cizallamiento de techo al SE.
DISCUSIÓN
Los datos micro- y mesoestructurales permiten diferenciar 3 fases de deformación Variscas, cada una con su foliación asociada. La foliación principal en los niveles estructurales inferiores es una S2, mientras que hacia niveles superiores la S1 se hace progresivamente más patente, llegando a ser la dominante en las secciones culminantes (e.g., meta-areniscas ordovícicas). La última fase de deformación lleva asociado el desarrollo local de una foliación S3.
Las relaciones de oblicuidad entre S1 y estratificación, el sentido de buzamiento hacia el OSO de S1, junto con los minerales que definen dicha fábrica son compatibles con el desarrollo de pliegues volcados vergentes hacia el ENE durante una primera fase de deformación (D1), para los que S1 sería su plano axial. D1 lleva parejo un aumento de presión y temperatura en las series estudiadas (M1), llegando en los niveles estructurales inferiores a presiones dentro del campo de estabilidad de la distena. Estos resultados están en sintonía con trabajos anteriores (González Lodeiro, 1980; Fernández Rodríguez, 1991; Rubio Pascual, 2013). Este engrosamiento cortical inicial se produjo durante la colisión continental entre Gondwana y Laurrusia en el Paleozoico superior (Díez Fernández et al., 2016).
El conjunto de microestructuras asimétricas relacionadas con S2 demuestran que la segunda fase de deformación (D2) en este sector se produjo ligada al desarrollo de una zona de cizalla dúctil, tal y como había concluido Fernández Rodríguez (1991) en referencia a la formación de la foliación principal en esta región. Si bien se han observado criterios cinemáticos locales que indican un cizallamiento de techo hacia el N, dominan aquellos que se dirigen hacia el SE, siendo éste último el sentido de cizallamiento inferido para la zona de cizalla D2. Los dominios con flujo hacia el N podrían corresponder a zonas de cizalla antitéticas menores dentro de una zona de cizalla mayor, para la cual el aplastamiento superpuesto (cizallamiento puro) sea una componente a considerar. Dado que el plegamiento de S2 por pliegues D3 no genera grandes estructuras erguidas asimétricas, se puede inferir que la geometría primaria de S2 era subhozizontal, y que la zona de cizalla dúctil también lo era. La zona de cizalla D2 tiene varios cientos de metros de potencia (zonas dominadas por S2), pues no parece alcanzar a los materiales ordovícicos, pero llega al menos hasta los materiales más profundos visibles en la actualidad. El contacto litológico primario entre las rocas metasedimentarias ordovícicas y las demás litologías es un límite reológicamente débil, y, por tanto, una zona favorable para actuar como nivel de despegue por encima del cual no se observa S2. Es decir, podría haber actuado como límite inferior del bloque superior de la zona de cizalla. En la actualidad, el contacto entre las rocas del Ordovícico y el resto de rocas del basamento son fallas de edad Pérmica y Alpina, quizás derivadas de la reactivación de una zona de cizalla anterior que separaba estas litologías.
Las observaciones texturales, microestructurales y de blastesis-deformación en rocas metapelíticas indican que la estaurolita (570-620 °C) tuvo que desarrollarse en torno a etapas intermedias y finales de M2, mientras que el granate parece una fase que creció, al menos en parte, durante una etapa más temprana de M2. Esta relación sugiere una evolución prograda para M2, deducción que es compatible con el aumento de tamaño de grano para las micas y cuarzo asociados a S2 respecto de aquellos que aparecen en relación a S1. Esta trayectoria prograda continuaría con la deducible para M1, que al menos alcanzó la zona de la biotita en los niveles superiores y la de la distena (media presión) en los inferiores. Aunque otros autores proponen una trayectoria isotérmica para la exhumación de zonas cercanas al área de estudio (e.g. Villaseca y González, 2005), nosotros proponemos un ligero aumento de temperatura global durante parte de la descompresión. La posible transformación de distena en sillimanita sugiere aumento de T durante D2, muy probablemente acompañado de pérdida de presión. El par granate-cordierita en los leucosomas de rocas parcialmente fundidas (Fig. 14B) es un indicador petrológico de que esos fundidos se generaron durante un calentamiento acompañado de pérdida de presión, en condiciones de baja presión. Teniendo en cuenta que algunas rocas alcanzaron la zona de la distena durante su presurización, estas condiciones de baja presión ligadas al desarrollo de S2 demuestran que D2 fue la responsable inicial de la exhumación de las rocas afectadas por la zona de cizalla dúctil identificada. Con estos datos, se puede ligar D2 a un evento de pérdida de presión, calentamiento y condensación de isogradas metamórficas en el contexto de una zona de cizalla, en la que la generación de fundidos probablemente corresponda a un estadio inicial dentro de D2, mientras que la S2 a escala regional y sus pliegues asociados podrían representar un estadio más avanzado dentro de la propia D2. Los procesos de cloritización y sericitización también permiten deducir una disminución de temperatura al final de este proceso.
El gradiente metamórfico que se observa respecto de S2 es de tipo normal, aunque claramente condensado en la vertical (rocas parcialmente fundidas muy próximas a rocas en zona de la biotita). En las unidades del basamento tampoco se observa ninguna inversión o duplicación de edad Varisca de su posición estratigráfica original, que también conservan a escala regional (e.g., Fernández Rodríguez, 1991). Así, la zona de cizalla D2 habría yuxtapuesto secciones corticales previamente distantes en la vertical y debía tener, antes de ser plegada durante D3, una geometría propia de falla normal de bajo ángulo. Este tipo de zonas de cizalla, si son muy discretas a escala orogénica, se conocen como despegues extensionales, y han sido identificados en sectores próximos a la zona de estudio (Rubio Pascual, 2013).
La corteza engrosada durante D1 colapsó, generando zonas de cizalla extensionales (D2) que permitieron el reequilibrio gravitacional y termal transfiriendo lateralmente grandes volúmenes de roca desde secciones sobreengrosadas, y verticalmente mediante la generación y ascenso de fundidos provenientes de las secciones más profundas y calientes (Fig. 15) (Arango et al., 2013; Rubio Pascual et al., 2013; Martínez Catalán et al., 2014). Al terminar el proceso de colapso, Gondwana y Laurrusia continuaron colisionando, dando lugar a una tercera fase de deformación y generación de pliegues erguidos que volvieron a producir un nuevo engrosamiento y plegamiento de las zonas de cizalla previas.
CONCLUSIONES
Se han podido identificar tres fases de deformación que afectaron exclusivamente al basamento Varisco próximo a la localidad de Angón (Guadalajara). La primera fase de deformación (D1) produjo un engrosamiento cortical mediante pliegues vergentes al este, ligado a una presurización y a un metamorfismo progrado (Figs. 15A y 15B). Este evento dio lugar a una foliación inicial (S1), que se preserva como tal en los niveles estructurales superiores y en forma de relictos minerales en los inferiores. Una nueva etapa de deformación (D2), asociada a un incremento de temperatura y pérdida de presión, desarrolló una zona de cizalla extensional subhorizontal con movimiento de techo hacia el SSE. El reequilibrio de isotermas distorsionadas en la etapa anterior y el aumento de temperatura propiciaron la generación de fundidos (Fig. 15C), que actuaron como base para la nucleación de zonas de cizalla extensionales responsables del adelgazamiento del orógeno que se infiere para el desarrollo de S2 en los niveles estructurales inferiores (Fig. 15D). S2 se deformó formando pliegues erguidos y un clivaje de crenulación durante D3. D3 representa un nuevo engrosamiento cortical en un marco tectónico en el que la colisión continental continúa.
AGRADECIMIENTOS
Queremos expresar nuestra gratitud por la invitación recibida para publicar este trabajo así como la labor editorial que le acompaña. Estamos muy agradecidos por los comentarios constructivos de Luis Roberto Rodríguez y Carlos Villaseca.
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