{"id":11324,"date":"2020-10-27T11:46:38","date_gmt":"2020-10-27T11:46:38","guid":{"rendered":"https:\/\/www.icog.es\/TyT\/?p=11324"},"modified":"2020-11-18T15:01:04","modified_gmt":"2020-11-18T15:01:04","slug":"pueden-haber-5-fases-de-deformacion-hercinica-en-la-zona-de-valdemorillo-madrid","status":"publish","type":"post","link":"https:\/\/www.icog.es\/TyT\/index.php\/2020\/10\/pueden-haber-5-fases-de-deformacion-hercinica-en-la-zona-de-valdemorillo-madrid\/","title":{"rendered":"\u00bfPUEDE HABER 5 FASES DE DEFORMACI\u00d3N HERC\u00cdNICA EN LA ZONA DE VALDEMORILLO (MADRID)?"},"content":{"rendered":"\n<p><strong>Tierra y Tecnolog\u00eda n\u00ba 56 | <a href=\"http:\/\/dx.doi.org\/10.21028\/Erf.2020.10.27\" target=\"_blank\" rel=\"noreferrer noopener\">DOI (Digital Object Identifier)<\/a><\/strong> <strong>Autor: <a rel=\"noreferrer noopener\" href=\"https:\/\/www.linkedin.com\/in\/elena-real-fern%C3%A1ndez-25a73b176\/\" target=\"_blank\">Elena Real Fern\u00e1ndez<\/a>. <\/strong>Departamento de petrolog\u00eda y geoqu\u00edmica Fac. CC. Geol\u00f3gicas, Universidad Complutense de Madrid, C\/ Jos\u00e9 Antonio Novais, no. 2, 28040 Madrid. <a href=\"mailto:elenreal@ucm.es\">elenreal@ucm.es<\/a>.<\/p>\n\n\n\n<h3 class=\"wp-block-heading\">RESUMEN<\/h3>\n\n\n\n<p>Este trabajo pretende entender los procesos que han intervenido en la deformaci\u00f3n, tanto a peque\u00f1a como a gran escala, de los materiales metam\u00f3rficos del sector de Valdemorillo, ubicado al oeste de la Comunidad de Madrid y dentro del Sistema Central Espa\u00f1ol. El objetivo es entender mejor la evoluci\u00f3n cinem\u00e1tica y el comportamiento mec\u00e1nico espec\u00edfico de los materiales \u00edgneo-metam\u00f3rficos de la zona, deformados mediante determinados esfuerzos desarrollados a lo largo de la orogenia Herc\u00ednica. Para ello, se ha llevado a cabo un an\u00e1lisis estructural a partir de la realizaci\u00f3n de una cartograf\u00eda geol\u00f3gica a escala 1:25000 y el an\u00e1lisis de diversos estudios petrogr\u00e1ficos al microscopio. As\u00ed, se han identificado un total de 5 deformaciones diferentes, que han permitido comprender mejor la reconstrucci\u00f3n de los procesos generados en esos materiales y que vemos hoy en d\u00eda.<\/p>\n\n\n\n<h3 class=\"wp-block-heading\">ABSTRACT<\/h3>\n\n\n\n<p>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.<\/p>\n\n\n\n<p>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.<\/p>\n\n\n\n<h3 class=\"wp-block-heading\">INTRODUCCI\u00d3N<\/h3>\n\n\n\n<p>El Sistema Central Espa\u00f1ol ha tenido siempre un primordial inter\u00e9s por la dificultad que implica su reconstrucci\u00f3n estructural y geol\u00f3gica. Se trata de una cadena alargada con direcci\u00f3n N60\u00baE, levantada durante la orogenia Alpina pero constituida principalmente por materiales paleozoicos deformados y plegados durante la orogenia Herc\u00ednica (Babin Vich y G\u00f3mez Ortiz, 1997). Estos materiales son rocas metam\u00f3rficas e \u00edgneas, que presentan diversas estructuras desarrolladas en diferentes fases de deformaci\u00f3n durante la misma orogenia Herc\u00ednica. Averiguar la evoluci\u00f3n tect\u00f3nica y estructural de las secciones profundas de esta colisi\u00f3n a trav\u00e9s de estructuras geol\u00f3gicas es primordial para entender la construcci\u00f3n y el desmantelamiento del or\u00f3geno (Arango <em>et al., <\/em>2013). Sin embargo, el n\u00famero de deformaciones que se han podido generar en el macizo herc\u00ednico del Sistema Central sigue estando a\u00fan en estudio y discrepancia. Autores como Bastida <em>et al. <\/em>(1990) y Macaya <em>et al. <\/em>(1991) afirman haber estudiado y localizado s\u00f3lo tres deformaciones, mientras que L\u00f3pez Ruiz <em>et al. <\/em>(1975) y Doblas <em>et al. <\/em>(1994) cuatro e incluso, para Bellido <em>et al. <\/em>(1981), G\u00f3mez Ort\u00edz (2001), y art\u00edculos m\u00e1s recientes cerca de la zona de estudio de Arango <em>et al. <\/em>(2013) hasta cinco deformaciones diferentes.<\/p>\n\n\n\n<p>La zona de estudio, con una extensi\u00f3n de 18 km2, se localiza al oeste de la Comunidad de Madrid, abarcando parte de los t\u00e9rminos 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, Jarabeltr\u00e1n y el Mirador del Romero, pertenecientes al municipio de Valdemorillo. Las carreteras M-600 y M-853 facilitan una mayor accesibilidad a la zona.<\/p>\n\n\n\n<figure class=\"wp-block-image size-large\"><img loading=\"lazy\" decoding=\"async\" width=\"1024\" height=\"558\" src=\"https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/TFG2020_1-1024x558.jpg\" alt=\"\" class=\"wp-image-11326\" srcset=\"https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/TFG2020_1-1024x558.jpg 1024w, https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/TFG2020_1-300x163.jpg 300w, https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/TFG2020_1-768x418.jpg 768w, https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/TFG2020_1-696x379.jpg 696w, https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/TFG2020_1-1068x582.jpg 1068w, https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/TFG2020_1-771x420.jpg 771w, https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/TFG2020_1.jpg 1127w\" sizes=\"auto, (max-width: 1024px) 100vw, 1024px\" \/><figcaption><strong>Figura 1.<\/strong> Ubicaci\u00f3n de la zona de estudio con sus coordenadas correspondientes dentro de la Comunidad de Madrid y, remarcado en rojo y de forma num\u00e9rica los tres municipios que abarca dicha zona: 1. Valdemorillo, 2. Colmenarejo y 3. Villanueva del Pardillo (Primeras dos im\u00e1genes generadas en el QGIS con base cartogr\u00e1fica del IGN y la tercera obtenida a trav\u00e9s de Google Earth).<\/figcaption><\/figure>\n\n\n\n<p>Dentro del contexto geol\u00f3gico, los materiales que se encuentran en la zona de estudio se dividen en dos grandes conjuntos. Por un lado, el dominio \u00edgneo- metam\u00f3rfico del Sistema Central Espa\u00f1ol, y, por otro, los materiales de la Cuenca del Tajo, que ocupan una mayor extensi\u00f3n y tienen edad mesozoica-cenozoica (Portero <em>et al., <\/em>2004; Anexo 1).<\/p>\n\n\n\n<p>El dominio \u00edgneo-metam\u00f3rfico se enmarca seg\u00fan Julivert <em>et al. <\/em>(1972) dentro de la Zona Centroib\u00e9rica (ZCI) del Macizo Ib\u00e9rico (Figura 2). Se caracteriza por presentar un metamorfismo variable de grado bajo a alto generado por la orogenia Herc\u00ednica y, abundantes intrusiones gran\u00edticas posteriores a esa principal colisi\u00f3n (Carbon\u00edfero Superior \u2013 P\u00e9rmico Inferior) (Mart\u00ednez Catal\u00e1n <em>et al<\/em>., 2004).<\/p>\n\n\n\n<div class=\"wp-block-image\"><figure class=\"alignleft size-large is-resized\"><img loading=\"lazy\" decoding=\"async\" src=\"https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/TFG2020_2.jpg\" alt=\"\" class=\"wp-image-11327\" width=\"276\" height=\"293\"\/><figcaption><strong>Figura 2.<\/strong> Mapa de las principales unidades geol\u00f3gicas de la Pen\u00ednsula Ib\u00e9rica en donde se enmarca en negro la Zona Centroib\u00e9rica del Macizo Ib\u00e9rico y parte de la Cuenca Cenozoica del Tajo (Modificado de Vera et al., 2004).<\/figcaption><\/figure><\/div>\n\n\n\n<p>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 Ib\u00e9rica, durante la orogenia Alpina (Garc\u00eda, 2008; Alonso-Zarza <em>et al., <\/em>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. \u00c9stos se han originado por la erosi\u00f3n y el transporte de los procesos gravitacionales, fluviales y e\u00f3licos durante el levantamiento de los sistemas monta\u00f1osos (Garc\u00eda, 2008). Por \u00faltimo, es importante destacar, la presencia en la zona de estudio de una estrecha franja de materiales mesozoicos correspondientes a dep\u00f3sitos silicicl\u00e1sticos de medios litorales y ambientes marinos someros, localizada en el l\u00edmite entre el macizo y la cuenca del Tajo (Gil y Garc\u00eda, 1996).<\/p>\n\n\n\n<h3 class=\"wp-block-heading\">METODOLOG\u00cdA<\/h3>\n\n\n\n<p>Se ha llevado a cabo un an\u00e1lisis exhaustivo mediante la siguiente metodolog\u00eda:<\/p>\n\n\n\n<ul class=\"wp-block-list\"><li>Estudio bibliogr\u00e1fico de la geolog\u00eda estructural y tect\u00f3nica de la zona, as\u00ed como anejas a ella.<\/li><li>Cartograf\u00eda geol\u00f3gica, toma de datos, reconocimiento de las unidades a estudiar y observaciones estructurales en el campo.<\/li><li>Recogida de ocho muestras localizadas en diferentes puntos del basamento metam\u00f3rfico. En cada una de ellas, se ha indicado la orientaci\u00f3n y el buzamiento (Anexo 1).<\/li><li>Selecci\u00f3n de siete de las ocho muestras para posterior estudio y an\u00e1lisis petrogr\u00e1fico en microscopio. Se han estudiado cinco l\u00e1minas delgadas de ortogneis y dos de paragneises.<\/li><li>An\u00e1lisis de las diferentes estructuras microsc\u00f3picas observadas en las l\u00e1minas delgadas y unificaci\u00f3n de todos los datos obtenidos.<\/li><\/ul>\n\n\n\n<h3 class=\"wp-block-heading\">DESCRIPCI\u00d3N DE LOS PARAGNEISES Y ORTOGNEISES<\/h3>\n\n\n\n<p>Los ortogneises y paragneises son los principales materiales que se han analizado en este trabajo y corresponden con las rocas m\u00e1s antiguas de la zona de estudio. Se localizan dentro del complejo \u00edgneo-metam\u00f3rfico del Sistema Central, de edades Prec\u00e1mbricas y Paleozoicas (Macaya <em>et al<\/em>., 1991). Abarcan m\u00e1s de la mitad de la zona de estudio con una extensi\u00f3n aproximada de 8,7 km2, y un espesor medio de 10 km de acuerdo con Portero <em>et al. <\/em>(2004). En ellas, se distinguen dos unidades diferentes: paragneises esquistosos y ortogneises glandulares asociados a una foliaci\u00f3n principal y regional medida, una foliaci\u00f3n S2.<\/p>\n\n\n\n<h4 class=\"wp-block-heading\">Paragneises:<\/h4>\n\n\n\n<p>Los paragneises son rocas metapel\u00edticas provenientes de un protolito sedimentario. En la zona de estudio se encuentran en una porci\u00f3n muy peque\u00f1a, que est\u00e1 afectada por diversas fallas de desgarre sinestrales con direcci\u00f3n N-S. Texturalmente, presentan un bandeado composicional lepidobl\u00e1stico constituido principalmente por minerales de tama\u00f1o medio-fino de micas blancas, biotita, cuarzo y plagioclasa, alternado con secciones leucocr\u00e1ticas cuarzo-feldesp\u00e1ticas centim\u00e9tricas de textura granobl\u00e1stica, y un tama\u00f1o de grano m\u00e1s grueso. Este tipo de bandas con aspecto pseudoglandular es generado por agregados de materiales gran\u00edticos que, junto con el bandeado lepidobl\u00e1stico, son afectados y orientados por la foliaci\u00f3n principal S2. Asimismo, tambi\u00e9n se encuentran como minerales accesorios apatito subredondeados, circ\u00f3n, turmalina, berilo, minerales opacos y granate (Portero <em>et al., <\/em>2004).<\/p>\n\n\n\n<p>Estos materiales pre-ordov\u00edcicos, anteriores a la orogenia Herc\u00ednica, corresponden a la unidad m\u00e1s antigua de toda la zona de estudio, pudiendo ser seg\u00fan Rodr\u00edguez Alonso <em>et al<\/em>. (2004) del Vendiense Superior \u2013 C\u00e1mbrico Inferior. Adem\u00e1s, presenta una morfolog\u00eda de antiforma o de domo, identificada gracias a las direcciones y lineaciones bidireccionales (NO \u2013 SE) obtenidas en el campo (Anexo 1).<\/p>\n\n\n\n<h4 class=\"wp-block-heading\">Ortogneises:<\/h4>\n\n\n\n<div class=\"wp-block-image\"><figure class=\"alignleft size-large is-resized\"><img loading=\"lazy\" decoding=\"async\" src=\"https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/TFG2020_3-1024x654.jpg\" alt=\"\" class=\"wp-image-11330\" width=\"377\" height=\"228\"\/><figcaption><strong>Figura 3.<\/strong> Gl\u00e1ndula de 8 cm de tama\u00f1o donde se observa la neoformaci\u00f3n de cristales de menor tama\u00f1o en los laterales del fenocristal y, los de mayor tama\u00f1o, en el centro de la gl\u00e1ndula.<\/figcaption><\/figure><\/div>\n\n\n\n<p>Los ortogneises se caracterizan por desarrollar una textura lepido-granobl\u00e1stica de grano medio a grueso, con bandas alternas cuarzo-feldesp\u00e1ticas y mic\u00e1ceas. Est\u00e1n constituidos, a su vez, por gl\u00e1ndulas de feldespato alargadas y aplanadas de origen \u00edgneo y tama\u00f1o centim\u00e9trico, distribuidas de forma irregular rodeadas por la foliaci\u00f3n principal y regional S2<strong>. <\/strong>Muchos fenocristales que forman las gl\u00e1ndulas presentan una neoformaci\u00f3n de cristales &nbsp;de cuarzo, plagioclasa y micas blancas. La recristalizaci\u00f3n se lleva a cabo desde los bordes hacia el interior, con cristales de menor tama\u00f1o a mayor respectivamente&nbsp;(Figura&nbsp;3)&nbsp;y&nbsp;est\u00e1 asociada a un conjunto de procesos de microfracturaci\u00f3n y reorganizaci\u00f3n denominado flujo catacl\u00e1stico, desarrollado durante las distintas fases de deformaci\u00f3n del macizo herc\u00ednico.<\/p>\n\n\n\n<p>Por otro lado, destacan otro tipo de ortogneises que a escala microsc\u00f3pica presentan una textura mayormente granobl\u00e1stica tambi\u00e9n de grano medio \u2013 grueso e inequigranular, pudi\u00e9ndose confundir con la textura de un granitoide. Sin embargo, a escala de campo, se puede observar que ese tipo de ortogneises contiene gl\u00e1ndulas de feldespato pot\u00e1sico de car\u00e1cter \u00edgneo. Seg\u00fan Bellido <em>et al. <\/em>(1981), este fen\u00f3meno es frecuente en zonas de alto-medio grado metam\u00f3rfico del Sistema Central, donde se produce una p\u00e9rdida parcial de la estructura inicial del ortogneis. Este tipo de rocas se originan por fundidos parciales posiblemente generados durante los \u00faltimos estadios del desarrollo de la foliaci\u00f3n S2, que seg\u00fan Pawley <em>et al. <\/em>(2013) son controlados por un n\u00famero de diferentes variables como son la temperatura y la presi\u00f3n, la presencia o actividad de agua y la composici\u00f3n del protolito de la roca migmatizada. Durante la reacci\u00f3n metam\u00f3rfica, se produce unas condiciones de desequilibrio que inducen al conjunto de los minerales a alterarse con el objetivo de minimizar su energ\u00eda libre de Gibbs y generando una distinci\u00f3n en colores m\u00e1s claros (leucosoma) y m\u00e1s oscuros (melanosoma). Asimismo, existe otra porci\u00f3n, denominada paleosoma que destaca por ser la parte no afectada durante el fundido parcial, correspondi\u00e9ndose con las gl\u00e1ndulas cuarzo-feldesp\u00e1ticas que se observan en la figura 4. Por \u00faltimo, teniendo en cuenta las descripciones seg\u00fan Pawley <em>et al. <\/em>(2013), se ha podido clasificar a este tipo de ortogneis como metatexita migmat\u00edtica.<\/p>\n\n\n\n<p>La edad de estos materiales, seg\u00fan Rubio Pascual (2013) y L\u00f3pez Ruiz <em>et al. <\/em>(1975), corresponde al C\u00e1mbrico Superior \u2013 Ordov\u00edcico Inferior (500 -470 millones de a\u00f1os (Ma)) y son rocas que se originaron a trav\u00e9s de un metamorfismo regional de grado medio caracter\u00edstico de bajas presiones y altas temperaturas. Se deduce que son cuerpos intrusivos que se encajaron en los metasedimentos de edad pre- ordov\u00edcica explicados anteriormente.<\/p>\n\n\n\n<figure class=\"wp-block-image size-large\"><img loading=\"lazy\" decoding=\"async\" width=\"1024\" height=\"386\" src=\"https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/TFG2020_4-1024x386.jpg\" alt=\"\" class=\"wp-image-11332\" srcset=\"https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/TFG2020_4-1024x386.jpg 1024w, https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/TFG2020_4-300x113.jpg 300w, https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/TFG2020_4-768x290.jpg 768w, https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/TFG2020_4-1536x579.jpg 1536w, https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/TFG2020_4-696x263.jpg 696w, https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/TFG2020_4-1068x403.jpg 1068w, https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/TFG2020_4-1113x420.jpg 1113w, https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/TFG2020_4.jpg 2041w\" sizes=\"auto, (max-width: 1024px) 100vw, 1024px\" \/><figcaption><strong>Figura 4.<\/strong> Ortogneis migmat\u00edtico. Se localiza como parches aislados en la zona de campo e incluso dentro del mismo afloramiento. Se caracteriza por presentar una estructura granobl\u00e1stica similar a la de un granito, como se observa en la imagen de la izquierda.<\/figcaption><\/figure>\n\n\n\n<h3 class=\"wp-block-heading\">RESULTADOS: ESTRUCTURAS CINEM\u00c1TICAS ASOCIADAS A&nbsp;LAS DEFORMACIONES<\/h3>\n\n\n\n<h5 class=\"wp-block-heading\"><strong>Microestructuras en los paragneises:<\/strong><\/h5>\n\n\n\n<div class=\"wp-block-image\"><figure class=\"alignleft size-large is-resized\"><img loading=\"lazy\" decoding=\"async\" src=\"https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/TFG2020_5.jpg\" alt=\"\" class=\"wp-image-11333\" width=\"291\" height=\"425\" srcset=\"https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/TFG2020_5.jpg 379w, https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/TFG2020_5-206x300.jpg 206w, https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/TFG2020_5-288x420.jpg 288w\" sizes=\"auto, (max-width: 291px) 100vw, 291px\" \/><figcaption><strong>Figura 5.<\/strong> En la l\u00e1mina delgada se muestra una distinci\u00f3n granodecreciente de los minerales indentificados como una estratificaci\u00f3n S0.<\/figcaption><\/figure><\/div>\n\n\n\n<p>Los paragneises, gracias a su alto contenido en minerales mic\u00e1ceos, son las rocas que mejor definen las deformaciones sufridas en la zona. En las l\u00e1minas estudiadas, se puede llegar a intuir&nbsp; una estratificaci\u00f3n S0 (Figura 5). \u00c9stos destacan por ser rocas metam\u00f3rficas cuyo protolito correspondiente es sedimentario, por lo que la estratificaci\u00f3n S0 es una herencia asociada a lo que en su d\u00eda pudo ser una arenisca. Esta S0 se identifica gracias a una distinci\u00f3n de minerales gruesos y finos vistos a escala centim\u00e9trica, destacando en la parte inferior minerales con mayor contenido en feldespato y cuarzo, y en la parte superior, minerales mic\u00e1ceos.<\/p>\n\n\n\n<p>A escala de microscopio se observa un bandeado tect\u00f3nico y composicional que se organiza en bandas ricas en micas (mica blanca + biotita) y, cuarzo + feldespato s\u00f3dico (plagioclasa), con presencia de algunos minerales opacos. Este bandeado destaca por estar asociado a una foliaci\u00f3n S2 que se observa en toda la zona de estudio, desarrollada durante una deformaci\u00f3n D2. Asociado a esta foliaci\u00f3n, tambi\u00e9n se pueden identificar micropliegues asim\u00e9tricos vinculados a un plano axial (Figura 6). Estos pliegues seg\u00fan Bellido <em>et al. <\/em>(1981), se corresponden con la clase 1c de Ramsay (1967).<\/p>\n\n\n\n<p>De igual forma, dentro de ese bandeado se observan arcos poligonales definidos por mica blanca, biotita, cuarzo y plagioclasa que corresponden a los \u00faltimos estadios de un clivaje de crenulaci\u00f3n de la foliaci\u00f3n S1 (Figura 6 y 7).<\/p>\n\n\n\n<figure class=\"wp-block-image size-large is-resized\"><img loading=\"lazy\" decoding=\"async\" src=\"https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/TFG2020_6.jpg\" alt=\"\" class=\"wp-image-11334\" width=\"682\" height=\"392\" srcset=\"https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/TFG2020_6.jpg 701w, https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/TFG2020_6-300x173.jpg 300w, https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/TFG2020_6-696x401.jpg 696w\" sizes=\"auto, (max-width: 682px) 100vw, 682px\" \/><figcaption><strong>Figura 6.<\/strong> Pliegues asim\u00e9tricos con engrosamiento de charnela de la foliaci\u00f3n S1 (fase previa a la principal), observable tanto a l\u00e1mina delgada como a microscopio. Son estructuras generadas durante el desarrollo de la foliaci\u00f3n S2 debido a la reorientaci\u00f3n de los minerales mic\u00e1ceos y se observa de forma paralela al plano axial del pliegue.<\/figcaption><\/figure>\n\n\n\n<figure class=\"wp-block-image size-large is-resized\"><img loading=\"lazy\" decoding=\"async\" src=\"https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/TFG2020_7.jpg\" alt=\"\" class=\"wp-image-11335\" width=\"431\" height=\"494\"\/><figcaption><br><strong><em>Figura 7. <\/em><\/strong><em>Observaci\u00f3n al microscopio del clivaje de crenulaci\u00f3n de la foliaci\u00f3n S1, generado durante el desarrollo de la foliaci\u00f3n S2.<\/em><\/figcaption><\/figure>\n\n\n\n<h5 class=\"wp-block-heading\">Microestructuras en los ortogneises:<\/h5>\n\n\n\n<p>En los ortogneises se puede definir un bandeado gn\u00e9isico caracter\u00edstico de la foliaci\u00f3n 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 l\u00e1minas se ha podido identificar una serie de criterios cinem\u00e1ticos d\u00factiles tipo <em>fish <\/em>o sigmoidal afectando a los porfiroclastos de feldespato. Todas estas estructuras se caracterizan por haberse generado durante las \u00faltimas etapas de una deformaci\u00f3n D2. Adem\u00e1s, muchos fenocristales son afectados tambi\u00e9n durante la foliaci\u00f3n principal por comportamientos complejos fr\u00e1giles \u2013 d\u00factiles del flujo catacl\u00e1stico. \u00c9ste consiste en el desarrollo de un conjunto de procesos, desde la ruptura microsc\u00f3pica de los minerales existentes junto con la recristalizaci\u00f3n y la formaci\u00f3n de otros nuevos, desarroll\u00e1ndose minerales como plagioclasa,&nbsp; micas, cuarzo y otros.<\/p>\n\n\n\n<p>Estos minerales durante el transcurso de la deformaci\u00f3n principal migran hacia las colas del fenocristal de feldespato pot\u00e1sico previo de origen \u00edgneo desarroll\u00e1ndose as\u00ed la foliaci\u00f3n S2 (Figura 8b).<\/p>\n\n\n\n<div class=\"wp-block-image\"><figure class=\"alignleft size-large is-resized\"><img loading=\"lazy\" decoding=\"async\" src=\"https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/TFG2020_8a.jpg\" alt=\"\" class=\"wp-image-11336\" width=\"473\" height=\"285\"\/><figcaption><strong>Figura 8. A)<\/strong> En la l\u00e1mina delgada se puede observar el bandeado tect\u00f3nico caracter\u00edstico de los ortogneises, con bandas oscuras ricas en micas y bandas claras ricas en cuarzo y feldespato. El c\u00edrculo rojo muestra la imagen microsc\u00f3pica de la imagen 8b. <strong>B)<\/strong> Gl\u00e1ndula constituida por minerales de diferente composici\u00f3n a causa de los procesos catacl\u00e1sticos desarrollados en ella.<\/figcaption><\/figure><\/div>\n\n\n\n<p>Asimismo, compatible con el movimiento de cizallamiento simple -d\u00factil de la foliaci\u00f3n principal, se pueden definir estructuras de cizalla tipo S-C, de ambos tipos C y C\u2019. 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\u2019, las bandas C\u2019 cortan a las S (Figura 9). Estas estructuras permiten explicar los procesos de <em>boudinage <\/em>que se generan en muchos minerales durante las \u00faltimas etapas del desarrollo de la foliaci\u00f3n principal (Figura 10). En este tipo de rocas la foliaci\u00f3n S1 es borrada por completo por la foliaci\u00f3n S2 que, seg\u00fan Macaya <em>et al. <\/em>(1991), sigue la misma direcci\u00f3n y vergencia.<\/p>\n\n\n\n<figure class=\"wp-block-image size-large is-resized\"><img loading=\"lazy\" decoding=\"async\" src=\"https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/TFG2020_9.jpg\" alt=\"\" class=\"wp-image-11337\" width=\"595\" height=\"349\" srcset=\"https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/TFG2020_9.jpg 610w, https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/TFG2020_9-300x176.jpg 300w\" sizes=\"auto, (max-width: 595px) 100vw, 595px\" \/><figcaption><strong>Figura 9.<\/strong> Estructuras tipo S-C a escala microsc\u00f3pica. A) Tipo C. Las bandas C (l\u00ednea verde) se caracterizan por estar constituidas por minerales mic\u00e1ceos y las S (roja) se identifica gracias a la reorientaci\u00f3n de cristales de cuarzo y feldespato dentro de las bandas C. B) Tipo C\u2019. Localizada de forma puntual en la l\u00e1mina delgada, se distingue por ser bandas de minerales orientados seg\u00fan C\u2019 que cortan a las bandas S. <\/figcaption><\/figure>\n\n\n\n<figure class=\"wp-block-image size-large is-resized\"><img loading=\"lazy\" decoding=\"async\" src=\"https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/TFG2020_10.jpg\" alt=\"\" class=\"wp-image-11338\" width=\"583\" height=\"222\" srcset=\"https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/TFG2020_10.jpg 609w, https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/TFG2020_10-300x115.jpg 300w\" sizes=\"auto, (max-width: 583px) 100vw, 583px\" \/><figcaption><strong>Figura 10<\/strong>. Estructura sigmoidal y fragmentaci\u00f3n de tipo domin\u00f3 en porfiroclastos marcadas con l\u00edneas discontinuas azules y negras, respectivamente. Estas estructuras se caracterizan por generarse mediante procesos de cizalla d\u00facil con direcci\u00f3n 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.<\/figcaption><\/figure>\n\n\n\n<h5 class=\"wp-block-heading\">Mesoestructuras en los ortogneises y paragneises:<\/h5>\n\n\n\n<p>A escala de muestra de mano se puede observar en los diferentes afloramientos, diversas estructuras cinem\u00e1ticas de car\u00e1cter d\u00factil asociadas a la foliaci\u00f3n S2. La gran mayor\u00eda son sombras de presi\u00f3n, estructuras tipo \u03c3 y <em>fish<\/em>, estructuras de rotaci\u00f3n tipo \u03b4 y el desarrollado de estructuras de <em>boudinage <\/em>con sentido de techo hacia el SO (Figura 11) que afectan a las gl\u00e1ndulas de feldespato aplan\u00e1ndolas y estir\u00e1ndolas en el sentido de compresi\u00f3n durante la deformaci\u00f3n D2. Aparte, a esta misma escala, se observan otras estructuras en algunos afloramientos de ortogneises y paragneises que son generados como consecuencia de una deformaci\u00f3n post-D2 y una D3, respectivamente. En los ortogneises se distinguen pliegues que afectan a la foliaci\u00f3n S2, sin embargo, no es conocida la direcci\u00f3n del plano axial para poder identificarlos (Figura 12). En el caso de los paragneises se puede observar una esquistosidad de crenulaci\u00f3n S3 que deforma tanto a la S1 como a la S2 y se encuentra asociada a pliegues con direcci\u00f3n N-S y NE-SO (Figura 13).<\/p>\n\n\n\n<figure class=\"wp-block-image size-large\"><img loading=\"lazy\" decoding=\"async\" width=\"1024\" height=\"575\" src=\"https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/figura11-1024x575.jpg\" alt=\"\" class=\"wp-image-11355\" srcset=\"https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/figura11-1024x575.jpg 1024w, https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/figura11-300x169.jpg 300w, https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/figura11-768x432.jpg 768w, https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/figura11-1536x863.jpg 1536w, https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/figura11-696x391.jpg 696w, https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/figura11-1068x600.jpg 1068w, https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/figura11-747x420.jpg 747w, https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/figura11.jpg 1637w\" sizes=\"auto, (max-width: 1024px) 100vw, 1024px\" \/><figcaption><strong>Figura 11.<\/strong> Ortogneis mostrando diferentes estructuras cinem\u00e1ticas de car\u00e1cter d\u00factil con sentido de techo hacia el SO. Las estructuras identificadas son: En color blanco, de boudinage generando un alargamiento y aplanamiento de las gl\u00e1ndulas hasta su rotura si la deformaci\u00f3n continuara. En azul, estructuras sigmoidales o tipo fish. En rojo estructuras tipo \u03c3 (sigma) y, en amarillo, estructuras de rotaci\u00f3n tipo \u03b4 (delta). Asimismo, tambi\u00e9n se pueden observan estructuras tipo S-C\u2019, como las observadas en el microscopio.<\/figcaption><\/figure>\n\n\n\n<figure class=\"wp-block-image size-large\"><img loading=\"lazy\" decoding=\"async\" width=\"1024\" height=\"576\" src=\"https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/Figura12-1024x576.jpg\" alt=\"\" class=\"wp-image-11356\" srcset=\"https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/Figura12-1024x576.jpg 1024w, https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/Figura12-300x169.jpg 300w, https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/Figura12-768x432.jpg 768w, https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/Figura12-1536x864.jpg 1536w, https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/Figura12-696x392.jpg 696w, https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/Figura12-1068x601.jpg 1068w, https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/Figura12-747x420.jpg 747w, https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/Figura12.jpg 1637w\" sizes=\"auto, (max-width: 1024px) 100vw, 1024px\" \/><figcaption><strong>Figura 12.<\/strong> Afloramiento de ortogneises con mesoestructuras plegadas asociadas a una deformaci\u00f3n post- D2 (marcadas con una l\u00ednea verde)<\/figcaption><\/figure>\n\n\n\n<div class=\"wp-block-image\"><figure class=\"aligncenter size-large\"><img loading=\"lazy\" decoding=\"async\" width=\"916\" height=\"922\" src=\"https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/figura13.jpg\" alt=\"\" class=\"wp-image-11358\" srcset=\"https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/figura13.jpg 916w, https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/figura13-298x300.jpg 298w, https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/figura13-150x150.jpg 150w, https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/figura13-768x773.jpg 768w, https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/figura13-696x701.jpg 696w, https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/figura13-417x420.jpg 417w\" sizes=\"auto, (max-width: 916px) 100vw, 916px\" \/><figcaption><strong>Figura 13.<\/strong> Muestra de un paragneis, afectado por una S3 que deforma a las foliaciones previas desarrolladas S1 + S2, marcadas con l\u00edneas discontinuas rojas. En negro, se remarca la textura granobl\u00e1stica de aspecto pseudoglandular y composici\u00f3n cuarzo &#8211; feldesp\u00e1tica que se describ\u00eda anteriormente sobre este tipo de rocas.<\/figcaption><\/figure><\/div>\n\n\n\n<h5 class=\"wp-block-heading\">Macroestructuras en la zona de campo (Fallas D4 y cabalgamiento D5):<\/h5>\n\n\n\n<p>Dentro de la zona de estudio, se han podido identificar diferentes macroestructuras desarrolladas en diversas fases de deformaci\u00f3n.<img loading=\"lazy\" decoding=\"async\" width=\"336\" height=\"306\" src=\"\">La primera corresponde a un plegamiento de la foliaci\u00f3n principal S2, mediante la deformaci\u00f3n 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 direcci\u00f3n N-S y NE-SO que se encuentran asociados a diques de diversa composici\u00f3n y generados, seg\u00fan Capote&nbsp;<em>et al.<\/em>&nbsp;(1990), en las dos \u00faltimas deformaciones tardiherc\u00ednicas.De igual modo, tambi\u00e9n destaca otra serie de fracturas vinculadas a diques de cuarzo con direcci\u00f3n NO- SE y cabalgamientos, observable en Anexo 1.<\/p>\n\n\n\n<figure class=\"wp-block-image size-large is-resized\"><img loading=\"lazy\" decoding=\"async\" src=\"https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/TFG2020_14-1024x932.jpg\" alt=\"\" class=\"wp-image-11344\" width=\"660\" height=\"596\"\/><figcaption><strong>Figura 14.<\/strong> Esquema tect\u00f3nico de una secci\u00f3n del basamento herc\u00ednico donde se muestra con l\u00edneas rojas discontinuas el trazado de la foliaci\u00f3n S2 afectada por la foliaci\u00f3n S3. En esta zona se distinguen cuatro tramas axiales marcadas con l\u00edneas verdes discontinuas y generadas en la tercera deformaci\u00f3n. Tambi\u00e9n, asociado a las \u00faltimas fases de deformaci\u00f3n se observa una seria de tres fallas sinestrales con direcci\u00f3n NE-SO y, de color negro en mitad del esquema (Esquema generado mediante el programa Qgis).<\/figcaption><\/figure>\n\n\n\n<h3 class=\"wp-block-heading\">DISCUSI\u00d3N<\/h3>\n\n\n\n<p>Con todos los datos petrogr\u00e1ficos tomados y analizados en el \u00e1rea de estudio se puede determinar que las rocas metam\u00f3rficas de la zona del municipio de Valdemorillo desarrollaron en primer lugar una foliaci\u00f3n S1 bastante penetrativa asociada a una componente subhorizontal de cizallamiento simple al SO. Esta foliaci\u00f3n fue generada durante una primera fase de deformaci\u00f3n, plegando la estratificaci\u00f3n S0, observable en muchos paragneises. Autores como Arango <em>et al. <\/em>(2013) y Doblas <em>et al., <\/em>(1994), mencionan que esta deformaci\u00f3n inicial, fue asociada a un evento de engrosamiento compresivo de la corteza desarrollado durante el Dev\u00f3nico Medio \u2013 Carbon\u00edfero Inferior. Posteriormente, siguiendo la misma tendencia y direcci\u00f3n de cizallamiento subhorizontal que la anterior deformaci\u00f3n, se genera una foliaci\u00f3n S2 muy intensa y de car\u00e1cter regional en toda la zona de estudio. La foliaci\u00f3n S2 se considera la foliaci\u00f3n principal. Las estructuras cinem\u00e1ticas analizadas previamente y generadas por esta foliaci\u00f3n se caracterizan por ser de car\u00e1cter d\u00factil determinando de este mismo modo que la deformaci\u00f3n D2 se desarrolla mediante una componente subhorizontal de cizallamiento d\u00factil hacia el SO y generada seg\u00fan Doblas <em>et al. <\/em>(1994) entre el Carbon\u00edfero Inferior \u2013 Medio. Asimismo, es la encargada del desarrollo de un marcado bandeado tect\u00f3nico y pliegues asim\u00e9tricos que conserva relictos de una foliaci\u00f3n previa S1, asociados a un clivaje de crenulaci\u00f3n en los paragneises (Figura 7). Esta estructura, seg\u00fan Bastida <em>et al. <\/em>(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 crenulaci\u00f3n destaca en aquellas rocas metam\u00f3rficas de grado bajo o medio.<\/p>\n\n\n\n<p>A continuaci\u00f3n de esta deformaci\u00f3n sigue la D3, seg\u00fan las observaciones realizadas destaca por replegar las foliaciones S1 y S2, dando lugar a otras estructuras de crenulaci\u00f3n y pliegues cartografiables retrovergentes en direcci\u00f3n N-S y NE-SW, formados seg\u00fan y Doblas <em>et al., <\/em>(1994) durante el Carbon\u00edfero Medio \u2013 P\u00e9rmico Inferior. Finalmente, afectando a todas las foliaciones existentes, se desarrolla las fases deformativas D4 y D5, de car\u00e1cter fr\u00e1gil, y generadas durante el P\u00e9rmico Inferior &#8211; Tri\u00e1sico (Doblas <em>et al., <\/em>1994). Estas deformaciones concuerdan con muchos autores por generar fallas normales con alto \u00e1ngulo y, que seg\u00fan Capote <em>et al. <\/em>(1990), corresponden con las etapas Malag\u00f3n (D4) y Hiendelaencina (D5).<\/p>\n\n\n\n<h3 class=\"wp-block-heading\">CONCLUSIONES<\/h3>\n\n\n\n<p>Con todos los datos recabados se puede determinar que la zona sufri\u00f3 un total de 5 deformaciones distintas durante la orogenia Herc\u00ednica, correspondiendo con las fases descritas por los autores Bellido <em>et al. <\/em>(1981); G\u00f3mez Ort\u00edz (2001) y Arango <em>et al. <\/em>(2013). Una D1, de car\u00e1cter compresiva y cizallamiento simple que pliega y deforma la estratificaci\u00f3n S0 original de las rocas metapel\u00edticas. Una deformaci\u00f3n D2, que se superpone a la foliaci\u00f3n previa y est\u00e1 asociada a un aumento extensional \u2013 compresivo de cizallamiento d\u00factil. Una fase de deformaci\u00f3n D3, que destaca por cambiar y afectar por completo las deformaciones anteriores desarrolladas mediante esfuerzos de car\u00e1cter comprensivo; y, por \u00faltimo, dos deformaciones de car\u00e1cter fr\u00e1gil, las fases de deformaci\u00f3n D4 y D5. Estas fases de deformaci\u00f3n dan lugar a una serie de fallas y fracturas con direcciones predominantemente N-S y N- SE a lo largo de todo el z\u00f3calo herc\u00ednico e incluso afectando intrusiones gran\u00edticas post-herc\u00ednicas (Figura 15).<\/p>\n\n\n\n<figure class=\"wp-block-image size-large is-resized\"><img loading=\"lazy\" decoding=\"async\" src=\"https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/TFG2020_15.jpg\" alt=\"\" class=\"wp-image-11345\" width=\"342\" height=\"370\"\/><figcaption><strong>Figura 15.<\/strong> Resumen de la relaci\u00f3n existente entre las diferentes fases de deformaci\u00f3n desarrolladas en la zona de estudio de Valdemorillo y su edad correspondiente seg\u00fan Doblas et al. (1994) (Gr\u00e1fico modificado de Rubio Pascual, 2013).<\/figcaption><\/figure>\n\n\n\n<h3 class=\"wp-block-heading\">AGRADECIMIENTOS<\/h3>\n\n\n\n<p>Quisiera agradecer este trabajo a mi tutor Rub\u00e9n D\u00edez Fern\u00e1ndez, por ayudarme a encauzar el objetivo de este proyecto y a valorar m\u00e1s esta rama de la geolog\u00eda. A todos mis amigos y familiares por apoyarme y estar ah\u00ed cuando m\u00e1s lo necesitaba. A Ester Boixereu Vila, editora de <em>Tierra y Tecnolog\u00eda<\/em>, por darme la oportunidad de publicar este art\u00edculo y, por \u00faltimo, a Francisco Javier Rubio Pascual por dedicar parte de su tiempo en revisarlo y aconsejarme.<\/p>\n\n\n\n<h3 class=\"wp-block-heading\">BIBLIOGRAF\u00cdA<\/h3>\n\n\n\n<ul class=\"wp-block-list\"><li>Alonso-Zarza, A.M., Calvo, J.P., Silva, P.G. y Torres, T. (2004). Cuenca del Tajo. En: <em>Geolog\u00eda de Espa\u00f1a<\/em>. (J.A. Vera, Ed.). SGE-IGME, Madrid, 556-561.<\/li><li>Arango, C., D\u00edez Fern\u00e1ndez, R. y Arenas, R. (2013). Large-scale flat-lying isoclinal folding in extending lithosphere: Santa Mar\u00eda de la Alameda dome (Central Iberian Massif, Spain). <em>Lithosphere<\/em>,5: 483-500.<\/li><li>Bab\u00edn Vich, R. y G\u00f3mez Ortiz, D. (1997). La tect\u00f3nica Alpina en el borde norte del Sistema Central Espa\u00f1ol y su enlace con la cuenca del Duero. <em>Estudios Geol\u00f3gicos<\/em>, 53: 221-228.<\/li><li>Bastida, F., Aller, J. y Pulgar, J.A. (1990). Desarrollo y significado de las foliaciones en el Macizo Herc\u00ednico del NW de Espa\u00f1a. <em>Cuaderno Lab. Xeol\u00f3xico de Laxe<\/em>, 15: 133 &#8211; 156.<\/li><li>Bellido, F., Capote, C., Casquet, C. F\u00faster, J.M., Navidad, M., Peinado, M. y Villaseca, C. (1981). Caracteres generales del cintur\u00f3n herc\u00ednico en el sector oriental del Sistema Central Espa\u00f1ol. <em>Cuadernos Geolog\u00eda Ib\u00e9rica<\/em>, 7: 15-51.<\/li><li>Capote, R., Vicente, G.D. y Gonz\u00e1lez Cadado, J.M. (1990). Evoluci\u00f3n de las deformaciones alpinas en el Sistema Central Espa\u00f1ol (S.C.E). <em>Geogaceta<\/em>, 7, 20 -22.<\/li><li>Doblas, M., L\u00f3pez-Ruiz, J., Oyarzun, R., Mahecha, V., Moya, Y. S., Hoyos, M., Cebri\u00e1, J. M., Capote, R. Enrile. J. L. H., Lillo, J., Lunar, R., Ramos, A y Sope\u00f1a, A. (1994). Extensional tectonics in the central Iberian Peninsula during the Variscan to Alpine transition<em>. Tectonophysics<\/em>, 238:95\u2013116.<\/li><li>Garc\u00eda Quintana, A. (2008). Geolog\u00eda y paisaje de Guadalajara. En: <em>Geolog\u00eda de Guadalajara. <\/em>(A, Calonge y M, Rodr\u00edguez, Eds.). Obras colectivas Ciencias 03, UAH, 15-57.<\/li><li>Gil, J. y Garc\u00eda, A. (1996). 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La secuencia litoestratigr\u00e1fica del Neoproterozoico-C\u00e1mbrico Inferior. En: <em>Geolog\u00eda de Espa\u00f1a<\/em>. (J.A. Vera, Ed.). SGE-IGME, Madrid, 78-81.<\/li><li>Rubio Pascual, F.J. (2013). <em>Evoluci\u00f3n tectonotermal varisca del Sistema Central en Somosierra-Honrubia. <\/em>Tesis Doctoral, Univ. Complutense de Madrid, 360 p.<\/li><li>Vera, J.A. (2004). <em>Geolog\u00eda de Espa\u00f1a<\/em>. SGE-IGME, Madrid, 890 p.<\/li><\/ul>\n\n\n\n<h3 class=\"wp-block-heading\">ANEXO 1<\/h3>\n\n\n\n<div class=\"wp-block-buttons is-layout-flex wp-block-buttons-is-layout-flex\">\n<div class=\"wp-block-button is-style-round\"><a class=\"wp-block-button__link\" href=\"https:\/\/www.icog.es\/TyT\/wp-content\/uploads\/2020\/10\/MAPA-MAQUETADO_ANEXO-1.pdf\" target=\"_blank\" rel=\"noreferrer noopener\">MAPA GEOL\u00d3GICO (PDF)<\/a><\/div>\n<\/div>\n\n\n\n<p><\/p>\n","protected":false},"excerpt":{"rendered":"<p>Tierra y Tecnolog\u00eda n\u00ba 56 | DOI (Digital Object Identifier) Autor: Elena Real Fern\u00e1ndez. Departamento de petrolog\u00eda y geoqu\u00edmica Fac. CC. Geol\u00f3gicas, Universidad Complutense de Madrid, C\/ Jos\u00e9 Antonio Novais, no. 2, 28040 Madrid. elenreal@ucm.es. 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