{"id":11664,"date":"2021-02-18T14:15:49","date_gmt":"2021-02-18T14:15:49","guid":{"rendered":"https:\/\/www.icog.es\/TyT\/?p=11664"},"modified":"2021-02-18T16:48:56","modified_gmt":"2021-02-18T16:48:56","slug":"el-basamento-metamorfico-en-el-sector-oriental-del-sistema-central-evolucion-tectonotermal-varisca","status":"publish","type":"post","link":"https:\/\/www.icog.es\/TyT\/index.php\/2021\/02\/el-basamento-metamorfico-en-el-sector-oriental-del-sistema-central-evolucion-tectonotermal-varisca\/","title":{"rendered":"El basamento metam\u00f3rfico en el sector oriental del Sistema Central: evoluci\u00f3n tectonotermal varisca"},"content":{"rendered":"\n

Tierra y Tecnolog\u00eda n\u00ba 57 | DOI http:\/\/dx.doi.org\/10.21028\/dmm.2021.02.18<\/a><\/strong> Autores: Diana Moreno-Mart\u00edn1<\/sup> y Rub\u00e9n D\u00edez Fern\u00e1ndez2<\/sup><\/strong><\/p>\n\n\n\n

1 Departamento de Geolog\u00eda, Facultad de Ciencias, USAL. Plaza de la Merced, s\/n, 37008 Salamanca, Espa\u00f1a. dianamoreno@usal.es<\/a> | 2 Departamento de Investigaci\u00f3n y Prospectiva Geocient\u00edfica, Instituto Geol\u00f3gico y Minero. Calle de la Calera, 1, 28760 Tres Cantos, Madrid, Espa\u00f1a. r.diez@igme.es<\/a><\/p>\n\n\n\n

\n\n\n\n

RESUMEN<\/strong><\/h3>\n\n\n\n

El basamento metam\u00f3rfico del sector occidental de la Pen\u00ednsula Ib\u00e9rica se configur\u00f3 durante la Orogenia Varisca, fruto de la colisi\u00f3n entre Gondwana, Laurrusia y otros terrenos peri-continentales adyacentes que dio lugar a Pangea. Este basamento forma parte de la microplaca ib\u00e9rica y se deform\u00f3 durante la Orogenia Alpina junto con el resto de rocas sedimentarias del Mesozoico. El an\u00e1lisis tectonometam\u00f3rfico del registro varisco en el sector oriental del Sistema Central, junto con datos regionales previos, y un an\u00e1lisis de las deformaciones alpinas sobreimpuestas, han permitido la reconstrucci\u00f3n local de la evoluci\u00f3n tect\u00f3nica ligada al ensamblado del \u00faltimo supercontinente. La primera fase de deformaci\u00f3n corresponde con el engrosamiento cortical generado en los comienzos de la colisi\u00f3n continental, y se preserva en forma de relictos minerales formados durante este proceso. A la segunda fase se le atribuye la formaci\u00f3n de la foliaci\u00f3n principal, que est\u00e1 ligada al desarrollo de una zona de cizalla d\u00factil extensional responsable de la atenuaci\u00f3n del sobreengrosamiento cortical previo, as\u00ed como del reequilibrio t\u00e9rmico. La tercera fase de deformaci\u00f3n produce pliegues erguidos y un clivaje de crenulaci\u00f3n a partir de la foliaci\u00f3n principal, y tiene lugar en un momento en el que la colisi\u00f3n continental de Gondwana y Laurrusia prosigue.<\/p>\n\n\n\n

INTRODUCCI\u00d3N<\/strong><\/h3>\n\n\n\n

El Macizo Ib\u00e9rico es una zona clave para el estudio del Or\u00f3geno Varisco. En \u00e9l se encuentran algunas de las suturas de la antigua Pangea, fruto de la colisi\u00f3n de Gondwana, Laurrusia y otros terrenos pericontinentales ubicados entre ellos, as\u00ed como del cierre del Oc\u00e9ano Rheico (D\u00edez Fern\u00e1ndez et al<\/em>., 2016). Este estudio trata de analizar los sucesivos episodios de deformaci\u00f3n que tuvieron lugar en la porci\u00f3n del Or\u00f3geno Varisco que se encuentra en el sector oriental del Sistema Central, y c\u00f3mo estos atestiguan procesos orog\u00e9nicos a gran escala que tuvieron lugar durante la colisi\u00f3n que construy\u00f3 el or\u00f3geno.<\/p>\n\n\n\n

SITUACI\u00d3N GEOGR\u00c1FICA Y CONTEXTO GEOL\u00d3GICO<\/strong><\/h3>\n\n\n\n

La zona de estudio se sit\u00faa en la Comunidad Aut\u00f3noma de Castilla la Mancha, provincia de Guadalajara (Fig. 1A). Est\u00e1 situada en las sierras septentrionales de Guadarrama, entre los pueblos de P\u00e1lmaces de Jadraque, Ang\u00f3n, Carde\u00f1osa y La Bodera (Fig. 1B). El \u00e1rea cartografiada mide unos 19,5 km2<\/sup> y es un rect\u00e1ngulo situado entre las coordenadas 4551000, 509000 y 4544000, 512000 UTM (m).<\/p>\n\n\n\n

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Figura 1. A: situaci\u00f3n geogr\u00e1fica de la zona de estudio. B: zona de estudio delimitada con un rect\u00e1ngulo negro (Fuente: modificado de MapasenPFD.com y Google Maps).<\/figcaption><\/figure><\/div>\n\n\n\n

El \u00e1rea estudiada est\u00e1 situada en el borde este del Sistema Central, entre la Cuenca del Tajo y la Cordillera Ib\u00e9rica (Fig. 2). Su basamento metam\u00f3rfico se ubica dentro de la Zona Centroib\u00e9rica (ZCI), una de las m\u00e1s internas del Or\u00f3geno Varisco en el Macizo Ib\u00e9rico (Rubio Pascual, 2013). La ZCI representa un aut\u00f3ctono relativo del citado or\u00f3geno que ocupaba una posici\u00f3n centro-oriental a lo largo del margen norte de Gondwana (Fuenlabrada et al<\/em>., 2016). La zona de estudio se sit\u00faa dentro del Dominio del Ollo de Sapo de la ZCI (Mart\u00ednez Catal\u00e1n et al<\/em>., 2004). Los materiales del basamento estudiado son de edad Neoproterozoico a Sil\u00farico, sobre los que se asienta el P\u00e9rmico discordante y rellenando un paleorrelieve (Sope\u00f1a, 1980). Sobre este basamento tambi\u00e9n se apoyan rocas sedimentarias de edad Tri\u00e1sico mediante una discordancia angular (Sope\u00f1a, 1980) y presentan fracturas y pliegues producidos durante la Orogenia Alpina (Gonz\u00e1lez Lodeiro, 1980). Los materiales cenozoicos se apoyan discordantes sobre todos los materiales subyacentes, tendiendo a mostrar mayor horizontalidad cuanto m\u00e1s modernos.<\/p>\n\n\n\n

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Figura 2. Zonas de la Pen\u00ednsula Ib\u00e9rica (divisi\u00f3n basada principalmente en las adoptadas por Vera, 2004). Marcada con un c\u00edrculo negro la zona de estudio.<\/figcaption><\/figure><\/div>\n\n\n\n

ANTECEDENTES<\/strong><\/h3>\n\n\n\n

La Zona Centroib\u00e9rica (ZCI) ha sido dividida en 3 unidades seg\u00fan su litoestratigraf\u00eda, estructura y metamorfismo (Rubio Pascual, 2013):<\/p>\n\n\n\n

-La Unidad Inferior est\u00e1 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 Ordov\u00edcico Inferior. Su secci\u00f3n estructural superior incluye milonitas, y, en conjunto, es la de mayor grado metam\u00f3rfico.<\/p>\n\n\n\n

-La Unidad Intermedia est\u00e1 formada por hasta 1.500 m de rocas metasedimentarias cuyos protolitos son de edad Ediacarense-C\u00e1mbrico, con presencia de leucogneises derivados de rocas \u00edgneas de edad Ordov\u00edcico Inferior. La foliaci\u00f3n principal de esta unidad (S2<\/sub>) se relaciona con una deformaci\u00f3n d\u00factil ligada a un cizallamiento con sentido de movimiento de techo al SE.<\/p>\n\n\n\n

-La Unidad Superior est\u00e1 constituida por hasta 7.500 m de materiales orto- y paraderivados de edad Ordov\u00edcico Superior-Dev\u00f3nico Superior. La foliaci\u00f3n principal de estas rocas en la base es una S2<\/sub>, mientras que en la parte estructuralmente superior es una S1<\/sub>, siendo el metamorfismo de esta unidad el de menor grado.<\/p>\n\n\n\n

Trabajos anteriores identificaron varias fases de deformaci\u00f3n de edad Varisca (Gonz\u00e1lez Lodeiro, 1980; Fern\u00e1ndez Rodr\u00edguez, 1991; Rubio Pascual, 2013). La interpretaci\u00f3n de estas fases de deformaci\u00f3n ha variado con el tiempo, as\u00ed como la adscripci\u00f3n de algunas estructuras locales y regionales espec\u00edficas a las diferentes fases de deformaci\u00f3n. Los estudios m\u00e1s recientes sugieren la existencia de hasta tres fases de deformaci\u00f3n de alcance regional, es decir, reconocibles en la mayor\u00eda de secciones de esta parte del or\u00f3geno, siendo otras de car\u00e1cter local y no trazables a lo largo de toda la ZCI. As\u00ed, se reconoce una primera y una tercera fase de deformaci\u00f3n (D1<\/sub> y D3<\/sub>) ligadas a procesos de engrosamiento cortical, mientras que se discute si una segunda fase (D2<\/sub>), durante la cual se forma la foliaci\u00f3n principal en los sectores estructuralmente inferiores, est\u00e1 ligada a estructuras que acomodan deformaci\u00f3n tangencial ligada bien a estructuras aditivas (engrosamiento cortical) o sustractivas (adelgazamiento cortical). Esta \u00faltima opci\u00f3n, junto con las dos grandes etapas de engrosamiento cortical, definen una evoluci\u00f3n tect\u00f3nica reconocible en otras secciones de la ZCI (Escuder Viruete et al.<\/em>, 1994; D\u00edez Balda et al.<\/em>, 1995; Arango et al<\/em>., 2013; D\u00edez Fern\u00e1ndez et al.<\/em>, 2013; Rubio Pascual et al.<\/em>, 2013; D\u00edez Fern\u00e1ndez y Pereira, 2016), y que alterna engrosamiento y atenuaci\u00f3n cortical dentro de un contexto global de colisi\u00f3n continental (D\u00edez Fern\u00e1ndez et al<\/em>., 2016).<\/p>\n\n\n\n

OBJETIVOS<\/strong><\/h3>\n\n\n\n

En este trabajo se describe las principales las principales fases de deformaci\u00f3n que afectan al basamento metam\u00f3rfico de la zona de estudio, incluyendo el reconocimiento del conjunto de estructuras ligadas a cada fase, su interferencia, as\u00ed como una aproximaci\u00f3n cualitativa a su evoluci\u00f3n tectonotermal basada en un an\u00e1lisis petro-estructural de las diferentes litolog\u00edas.<\/p>\n\n\n\n

M\u00c9TODOS<\/strong><\/h3>\n\n\n\n

Este estudio se ha basado en la elaboraci\u00f3n de una cartograf\u00eda geol\u00f3gica a escala 1:25000, utilizando como referencia la cartograf\u00eda elaborada por el IGME (Hoja 460; Gabald\u00f3n L\u00f3pez et al., 1980). La cartograf\u00eda se ha llevado a cabo conjuntamente con la toma de datos estructurales (planos y l\u00edneas) y la observaci\u00f3n de estructuras y an\u00e1lisis de su interferencia a escala local. El an\u00e1lisis estructural de campo ha sido completado con un an\u00e1lisis a la macro-escala basado en los patrones cartogr\u00e1ficos que muestran los conjuntos litol\u00f3gicos diferenciados. Se ha realizado un estudio petro-estructural en microscopio sobre l\u00e1minas delgadas hechas a partir de secciones representativas (paralelas o normales a ejes de simetr\u00eda de estructuras representativas) en muestras orientadas de las litolog\u00edas m\u00e1s representativas.<\/p>\n\n\n\n

UNIDADES LITOESTRATIGR\u00c1FICAS<\/strong><\/h3>\n\n\n\n

La Formaci\u00f3n Ang\u00f3n est\u00e1 formada por esquistos y cuarcitas, cuarcitas feldesp\u00e1ticas y micaesquistos con granate y estaurolita. Se trata de series paraderivadas para cuyos protolitos se asume una edad Neoproterozoico-C\u00e1mbrico. Estas rocas son las m\u00e1s antiguas de la zona, y afloran en los niveles estructurales inferiores del Domo La Bodera-Ang\u00f3n a lo largo de n\u00facleos de estructuras antiformes D3<\/sub>. Estos datos equivalen a los de otros estudios (Fern\u00e1ndez Rodr\u00edguez, 1991).<\/p>\n\n\n\n

El ortogneis glandular f\u00e9lsico gran\u00edtico de la Formaci\u00f3n Anto\u00f1ita presenta un tama\u00f1o de grano medio-grueso, con microestructura glandular definida por porfiroclastos de feldespato pot\u00e1sico (augen<\/em>) y una foliaci\u00f3n 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 m\u00e1s ricas en cuarzo, plagioclasa y feldespato pot\u00e1sico. Este bandeado gn\u00e9isico constituye su foliaci\u00f3n principal (S2<\/sub>), junto con la orientaci\u00f3n preferente individual de sus minerales, definiendo el conjunto una f\u00e1brica de forma planolinear. En los planos de foliaci\u00f3n se observa una lineaci\u00f3n mineral y de estiramiento (L2<\/sub>), ambas subparalelas. An\u00e1lisis qu\u00edmicos y petrogr\u00e1ficos indican que se trata de una roca ortoderivada (Navidad, 1978) cuyo protolito ser\u00eda un granitoide f\u00e9lsico porf\u00eddico de tipo \u201cS\u201d. La edad del protolito \u00edgneo es Cambro-Ordov\u00edcica (Villaseca et al., 2016). Su potencia en la zona de estudio es de unos 150 m.<\/p>\n\n\n\n

La Formaci\u00f3n Carde\u00f1osa est\u00e1 constituida por cuarcitas y cuarcitas feldesp\u00e1ticas 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 feldesp\u00e1ticas de la Formaci\u00f3n Ang\u00f3n. Su dep\u00f3sito, al igual que rocas de la Formaci\u00f3n Ang\u00f3n, pudo tener lugar en una plataforma terr\u00edgena somera (Gonz\u00e1lez Lodeiro, 1981).<\/p>\n\n\n\n

El ortogneis con megacristales de feldespato pot\u00e1sico que aparece en la base de la Formaci\u00f3n Hiendelaencina presenta grano grueso, textura porfirocl\u00e1stica inequigranular y porfiroclastos de feldespato pot\u00e1sico de dos familias de diferente tama\u00f1o (~0,5 cm y entre 4 y 8 cm) (Fig. 3). El resto de caracter\u00edsticas petroestructurales son an\u00e1logas a las descritas para el ortogneis glandular de la Formaci\u00f3n Anto\u00f1ita. La potencia total es de ~150 m.<\/p>\n\n\n\n

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Figura 3. Ortogneis glandular con megacristales de feldespato pot\u00e1sico de la Formaci\u00f3n Hiendelaencina. Se observan estructuras S-C y sigma definidas por porfiroclastos, e indican un sentido de cizallamiento de techo hacia el N.<\/figcaption><\/figure>\n\n\n\n

La Formaci\u00f3n Hiendelaencina presenta a techo un ortogneis glandular (gneis Ollo de Sapo) de tama\u00f1o de grano medio-fino, con microestructura porfirocl\u00e1stica, con porfiroclastos de unos 0,5 cm de feldespato pot\u00e1sico y cuarzo de color lila-azulado (Fig. 4). La foliaci\u00f3n principal est\u00e1 definida por bandas ricas en biotita, y en menor medida mica blanca, formando un bandeado composicional de origen secundario que alterna otras bandas m\u00e1s ricas en cuarzo, plagioclasa y feldespato pot\u00e1sico. Este bandeado gn\u00e9isico constituye su foliaci\u00f3n principal (S2<\/sub>), junto con la orientaci\u00f3n preferente de sus minerales individualmente, definiendo el conjunto una f\u00e1brica de forma planolinear. En los planos de foliaci\u00f3n se observa una lineaci\u00f3n mineral y de estiramiento (L2<\/sub>), reconocible a partir del eje largo de gl\u00e1ndulas elipsoidales de feldespato pot\u00e1sico, y por la morfolog\u00eda alongada de agregados de minerales melanocr\u00e1ticos. El espesor de esta unidad en la zona de estudio es de ~50 m.<\/p>\n\n\n\n

D\u00edez Montes (2007) otorga al Ollo de Sapo un origen volcanodetr\u00edtico, combinando rocas \u00edgneas \u00e1cidas del periodo C\u00e1mbrico y Ordov\u00edcico (actividad volc\u00e1nica, subvolc\u00e1nica y plut\u00f3nica) y sedimentos derivados de su erosi\u00f3n.<\/p>\n\n\n\n

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Figura 4. Gneis Ollo de Sapo de grano fino-medio con porfiroclastos de cuarzo lila-azulado. El bandeado definido por las micas y el cuarzo, feldespato pot\u00e1sico y plagioclasa es la S2.<\/figcaption><\/figure>\n\n\n\n

El contacto con la litolog\u00eda suprayacente presenta continuidad sedimentaria. Esta unidad es un conjunto litol\u00f3gico que alterna: microconglomerados y meta-arcosas de grano grueso con cantos redondeados de cuarzo y feldespato pot\u00e1sico de ~2 mm en matriz de tama\u00f1o fino intercalados con micas; metareniscas de grano medio ricas en cuarzo, con feldespato pot\u00e1sico, 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 Formaci\u00f3n Bornova, o Capas de Constante, las cuales se asocian a un dep\u00f3sito marino somero estable de edad Ordov\u00edcico Inferior en un margen pasivo (Mart\u00ednez Catal\u00e1n et al<\/em>., 2004).<\/p>\n\n\n\n

Todas las unidades descritas hasta ahora conforman el basamento cristalino, para el que la Figura 5 muestra una columna litoestratigr\u00e1fica sint\u00e9tica idealizada inferida a partir de sus protolitos.<\/p>\n\n\n\n

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Figura 5. Columna litoestratigr\u00e1fica inferida para el basamento.<\/figcaption><\/figure><\/div>\n\n\n\n

Apoyados de manera discordante sobre el C\u00e1mbrico y Ordov\u00edcico, se observan paraconglomerados polim\u00edcticos con cantos angulosos, poco redondeados, extra\u00eddos del basamento pr\u00f3ximo (gneises, cuarcitas, esquistos, pizarras), embebidos en una matriz rojiza areno-arcillosa de edad p\u00e9rmica. El Tri\u00e1sico aflora como arcillas, areniscas y conglomerados rojos de las Facies Buntsandstein<\/em>; arcillas, margas y dolom\u00edas tableadas gris-amarillentas de las Facies Muschelkalk<\/em>; y arcillas y lutitas rojas y verdes y yesos de las Facies Keuper<\/em>. Sobre ellos aparecen las arenas y arcillas versicolores de la Formaci\u00f3n Arenas de Utrillas; calizas nodulosas y margas amarillentas de la Formaci\u00f3n Margas de Picofrentes; dolom\u00edas y calizas dolom\u00edticas tableadas; y dolom\u00edas sacaroideas masivas, todas ellas de edad Cret\u00e1cico. Estas litolog\u00edas presentan en la zona de estudio un espesor total de ~180 m.<\/p>\n\n\n\n

ESTRUCTURAS PRINCIPALES<\/strong><\/h3>\n\n\n\n

La zona de estudio ha sido afectada por la Orogenia Varisca y la Orogenia Alpina, mediando entre ambas una etapa de tect\u00f3nica extensional durante el P\u00e9rmico-Tri\u00e1sico. La Orogenia Varisca afecta a los materiales del basamento, afectados por tres fases de deformaci\u00f3n (D1<\/sub>-D3<\/sub>), cada una de ellas asociada al desarrollo de una foliaci\u00f3n (S1<\/sub>-S3<\/sub>; ver proyecciones estereogr\u00e1ficas en Figuras 6A y 6B).<\/p>\n\n\n\n

D1<\/sub> incluye pliegues volcados vergentes hacia el este, y una foliaci\u00f3n de plano axial (S1<\/sub>) que intersecta con la estratificaci\u00f3n (S0<\/sub>), definiendo una lineaci\u00f3n de intersecci\u00f3n (Fig. 7). S1<\/sub> es la foliaci\u00f3n dominante en los niveles estructurales superiores del basamento (alternancias del Ordov\u00edcico). La foliaci\u00f3n principal en estas rocas est\u00e1 definida por la orientaci\u00f3n preferente de toda la mineralog\u00eda visible, dominantemente micas (S1<\/sub>), y var\u00eda entre un clivaje espaciado a grosero en los t\u00e9rminos de tama\u00f1o de grano m\u00e1s grueso, y una pizarrosidad en los m\u00e1s finos. D2<\/sub> es la responsable del desarrollo de la foliaci\u00f3n principal reconocible en el resto del basamento infrayacente (S2<\/sub>). La foliaci\u00f3n principal en estas rocas queda definida por la orientaci\u00f3n preferente de toda la mineralog\u00eda visible, dominantemente micas y niveles ricos en ellas, y\/o en cuarzo y feldespatos. S2<\/sub> var\u00eda entre una esquistosidad en los t\u00e9rminos paraderivados y un bandeado gn\u00e9isico en las litolog\u00edas ortoderivadas, siendo dicho bandeado m\u00e1s espaciado cuanto mayor tama\u00f1o de grano y mayor proporci\u00f3n de fases leucocr\u00e1ticas exista frente a fases melanocr\u00e1ticas. S2<\/sub> se caracteriza por el desarrollo de microestructuras asim\u00e9tricas propias de una zona de cizalla d\u00factil. D3<\/sub> 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<\/sub> a S2<\/sub>). D3<\/sub> lleva asociada una foliaci\u00f3n de plano axial de dichos pliegues que aparece en forma de clivaje de crenulaci\u00f3n subvertical (S3<\/sub>) formado a partir de la reorientaci\u00f3n de minerales previos (S1<\/sub> y S2<\/sub>). La mayor estructura D3<\/sub> de la zona de estudio es el antiforme Varisco definido por la estructura plegada de S2<\/sub>. La inmersi\u00f3n de los ejes de los pliegues D3<\/sub> cambia de unos bloques de fallas alpinas a otros, las cuales han podido producir una reorientaci\u00f3n de la estructuraci\u00f3n Varisca.<\/p>\n\n\n\n

La Orogenia Alpina, adem\u00e1s de al basamento, afecta a los materiales sedimentarios de la cobertera (Mesozoico y Cenozoico). Esta orogenia genera s\u00f3lo fases de deformaci\u00f3n 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 m\u00e1s modernos. Pero tambi\u00e9n existen fallas que probablemente son alpinas, pero que afectan exclusivamente al basamento, y que requieren de un an\u00e1lisis m\u00e1s detallado para su identificaci\u00f3n. Del mismo modo, las rocas y el tipo de cuenca P\u00e9rmico-Tri\u00e1sica de la zona de estudio sugieren que este sector fue tect\u00f3nicamente activo durante ese periodo.<\/p>\n\n\n\n

La estructura fr\u00e1gil que presenta la zona de estudio es un sistema de fallas normales del periodo P\u00e9rmico-Tri\u00e1sico, parcialmente reactivadas como fallas inversas en el Cenozoico. Parece que la falla que afecta al P\u00e9rmico pudo haber actuado como falla normal durante el periodo P\u00e9rmico-Tri\u00e1sico y, por su direcci\u00f3n respecto del acortamiento alpino dominante en este sector, pudo haber actuado como una falla transcurrente (tear fault<\/em>) durante el Ciclo Alpino. Esta falla habr\u00eda permitido un acortamiento alpino mayor en el sector oriental de la zona de estudio respecto del occidental, tal y como tambi\u00e9n se deduce de la mayor cantidad de cabalgamientos alpinos y sus pliegues de propagaci\u00f3n asociados que afectan al Mesozoico y Cenozoico al S de la zona de estudio. La traza de la falla que yuxtapone el Ordov\u00edcico sobre la Formaci\u00f3n Ang\u00f3n 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 metam\u00f3rfico sobre el Mesozoico. La apariencia de falla normal de esta fractura sugiere que su salto vertical como falla normal no fue superado por su reactivaci\u00f3n como inversa.<\/p>\n\n\n\n

En la zona de estudio predominan cabalgamientos alpinos de direcci\u00f3n 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 trav\u00e9s de una falla trasncurrente de direcci\u00f3n NO-SE, esa direcci\u00f3n de acortamiento local pudo estar condicionada por la geometr\u00eda de estructuras previas, y no tanto por la orientaci\u00f3n regional de esfuerzos. De Vicente et al<\/em>. (2011) concluyen que la direcci\u00f3n de acortamiento principal (y del esfuerzo mayor) del Ciclo Alpino fue N-S (Fig. 6C). \u00c9sto permitir\u00eda direcciones de m\u00e1ximo acortamiento en direcci\u00f3n N-S, pero tambi\u00e9n en direcci\u00f3n NE-SO y NO-SE si se conjugan cabalgamientos y pliegues con fallas transcurrentes como en la zona de estudio.<\/p>\n\n\n\n

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Figura 6- Proyecciones estereogr\u00e1ficas realizadas con GeoRose. A- Ciclogr\u00e1ficas y polos de S1 medidas en el Ordov\u00edcico Inferior. B- Ciclogr\u00e1ficas y polos de S2 medidas en los gneises glandulares y en los gneises glandulares con megacristales de feldespato pot\u00e1sico. C- Ciclogr\u00e1ficas y polos de la direcci\u00f3n y buzamientos medidos para la cobertera tri\u00e1sica<\/figcaption><\/figure>\n\n\n\n

AN\u00c1LISIS MICROESTRUCTURAL<\/strong> Se han realizado l\u00e1minas delgadas en las litolog\u00edas del Ordov\u00edcico (0), en los esquistos con granate de la Formaci\u00f3n Ang\u00f3n (1), en los gneises de grano fino del Ollo de Sapo (2) y en los gneises con megagl\u00e1ndulas de feldespato de la Formaci\u00f3n Hiendelaencina (3) (ubicaci\u00f3n se\u00f1alada con una estrella en el mapa adjunto). El an\u00e1lisis petro-estructural ha permitido identificar las microestructuras asociadas a cada fase de deformaci\u00f3n (D1<\/sub>, D2<\/sub> y D3<\/sub>), sus foliaciones (S1<\/sub>, S2<\/sub> y S3<\/sub>) y otras estructuras relacionadas, y las parag\u00e9nesis minerales principales que permiten acotar cualitativamente sus condiciones metam\u00f3rficas (M1<\/sub>, M2<\/sub> y M3<\/sub>) y trazar su evoluci\u00f3n.<\/p>\n\n\n\n

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Figura 7 Fotograf\u00eda de microscopio de la relaci\u00f3n de oblicuidad de la foliaci\u00f3n principal (S1; verde) y la estratificaci\u00f3n (S0; amarillo) en meta-areniscas del Ordov\u00edcico.<\/figcaption><\/figure>\n\n\n\n

Meta-arenisca del Ordov\u00edcico (0)<\/p>\n\n\n\n

Su foliaci\u00f3n principal es oblicua a la estratificaci\u00f3n (S0<\/sub>), que se observa como bandeado composicional primario (bandas ricas en micas \u2013 bandas pobres en micas) en el que las micas se orientan individualmente oblicuas respecto de cada banda, definiendo la foliaci\u00f3n principal (Fig. 7). La obli-cuidad de S1<\/sub> respecto a S0<\/sub> sugiere que se trata de una f\u00e1brica de plano axial que, a tenor de ser la primera formada en estas rocas, y en base a las observaciones microestructurales hechas en otras litolog\u00edas, podemos identificarla como S1<\/sub>.<\/strong><\/p>\n\n\n\n

Esquistos con granate de la Formaci\u00f3n Ang\u00f3n (1)<\/p>\n\n\n\n

La foliaci\u00f3n principal es una esquistosidad con bandeado composicional asociado, que alterna niveles m\u00e1s ricos en biotita y mica blanca (niveles M) con niveles m\u00e1s ricos en cuarzo y plagioclasa (niveles Q). Toda la mineralog\u00eda se orienta, individualmente, subparalela al bandeado composicional y define la foliaci\u00f3n principal. La roca tiene porfidoblastos de granate, estaurolita y distena.<\/p>\n\n\n\n

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Figura 8. Granate con inclusiones de cuarzo que representan una S1 microplegada (verde) en los esquistos con granate de la Formaci\u00f3n Ang\u00f3n. N\u00f3tese la oblicuidad de estas microinclusiones respecto de la foliaci\u00f3n principal en rojo (S2).<\/figcaption><\/figure>\n\n\n\n

Los granates presentan inclusiones helic\u00edticas de una f\u00e1brica planar interna (Si<\/sub>) definida por cuarzo y opacos microplegados (Fig. 8). Las micas que definen la foliaci\u00f3n principal est\u00e1n en equilibrio con estos granates, lo que sugiere que la foliaci\u00f3n principal es al menos una S2<\/sub> y la f\u00e1brica interna una S1<\/sub>. El tama\u00f1o de grano de los cristales individuales de cuarzo incluido en el granate es notablemente menor que el observable en la foliaci\u00f3n principal. Los planos axiales de los pliegues que dibujan las microinclusiones son oblicuos a la foliaci\u00f3n principal, lo que sugiere una componente de deformaci\u00f3n rotacional para S2<\/sub> (cizalla simple).<\/p>\n\n\n\n

Los porfidoblastos de estaurolita y granate pueden ser subidiomorfos y tener h\u00e1bito alargado (m\u00e1s prominente en estaurolita), con su eje largo oblicuo respecto a la foliaci\u00f3n principal. Ambos minerales pueden estar flanqueados por sombras de presi\u00f3n asim\u00e9tricas dispuestas en continuidad con la orientaci\u00f3n oblicua de los porfidoblastos alargados y formadas por los mismos minerales reconocibles en la foliaci\u00f3n principal (Fig. 9). La estaurolita tambi\u00e9n incluye en parte a la foliaci\u00f3n principal (cuarzo, micas, esfena), mostrando esta f\u00e1brica interna bien un paralelismo pleno respecto de la foliaci\u00f3n externa, bien una ligera oblicuidad en su orientaci\u00f3n. Cuando se observa oblicuidad, \u00e9sta es compatible con una rotaci\u00f3n de la f\u00e1brica interna en el mismo sentido que la componente rotacional de deformaci\u00f3n necesaria para orientar oblicuamente los porfidoblastos respecto de la foliaci\u00f3n principal, y para distribuir asim\u00e9tricamente las sombras de presi\u00f3n en torno a los porfidoblastos.<\/p>\n\n\n\n

\"\"<\/a>
Figura 9. Esquistos de la Formaci\u00f3n Ang\u00f3n. Izquierda: Estaurolita cuyo eje largo es ligeramente oblicuo a la foliaci\u00f3n principal (rojo), con colas de presi\u00f3n distribuidas asim\u00e9tricamente definiendo una estructura sigmoidal y con la foliaci\u00f3n principal incluida y ligeramente rotada en sentido antihorario. Derecha: Granates con ejes largos ligeramente oblicuos a la foliaci\u00f3n principal (rojo) y con colas de presi\u00f3n asim\u00e9tricas. Se incluye sentido de cizallamiento inferido para el desarrollo de la foliaci\u00f3n principal S2.<\/figcaption><\/figure>\n\n\n\n

Las micas que se orientan paralelas a la foliaci\u00f3n principal son de mayor tama\u00f1o, siendo el resto posibles cristales heredados de una f\u00e1brica anterior. De manera comparativa con las rocas metasedimentarias del Ordov\u00edcico, el tama\u00f1o de grano de las micas que definen la foliaci\u00f3n principal para cada litotipo, tambi\u00e9n es diferente, siendo significativamente mayor para los esquistos, y ligeramente menor en el caso de la foliaci\u00f3n principal de las meta-areniscas ordov\u00edcicas respecto de las micas que aparecen en los niveles Q de los esquistos. Esta observaci\u00f3n sugiere que la foliaci\u00f3n principal en los esquistos no es la primera, tal y como se hab\u00eda deducido a partir de las microinclusiones en porfidoblastos, y que la que la precede se form\u00f3 bajo condiciones termales menores en ambas litolog\u00edas.<\/p>\n\n\n\n

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Figura 10. Esquistos de la Formaci\u00f3n Ang\u00f3n con distena con bordes sericitizados. N\u00f3tese la oblicuidad entre la foliaci\u00f3n principal S2 (rojo) y el eje largo del porfidoblasto, sugiriendo cizallamiento dirigido hacia la izquierda.<\/figcaption><\/figure>\n\n\n\n

La distena, ligeramente oblicua a la foliaci\u00f3n principal, presenta bordes de reacci\u00f3n compuestos por sericita en contacto con los minerales que ahora definen la foliaci\u00f3n principal (Fig. 10). Esta sericita probablemente provenga de la retrogradaci\u00f3n de otro mineral anterior, quiz\u00e1s sillimanita. Al contrario que el granate y la estaurolita, no parece un mineral estable durante el desarrollo de la foliaci\u00f3n principal (S2<\/sub>) reconocible en la actualidad. La distena podr\u00eda haberse formado a finales del metamorfismo ligado a una etapa de deformaci\u00f3n inicial (M1<\/sub>) y\/o a comienzos de un evento metam\u00f3rfico subsiguiente (M2<\/sub>), probablemente ligado a una segunda fase de deformaci\u00f3n.Paralela a S2<\/sub> tambi\u00e9n aparece clorita y micas parcialmente sericitizadas en forma de minerales retr\u00f3grados.<\/p>\n\n\n\n

Gneis Ollo de Sapo de grano fino (2)<\/p>\n\n\n\n

Esta roca es un porfiroide con peque\u00f1as gl\u00e1ndulas o porfiroclastos de plagioclasa, feldespato pot\u00e1sico y cuarzo, envueltos en una matriz de mica blanca, cuarzo y biotita, todos ellos orientados preferentemente definiendo una foliaci\u00f3n principal penetrativa. El conjunto de minerales se organiza a modo de bandeado composicional de origen tect\u00f3nico, poco desarrollado, con niveles Q y M en los que tambi\u00e9n pueden aparecer sillimanita y opacos.<\/p>\n\n\n\n

Los porfiroclastos de feldespato pot\u00e1sico, plagioclasa y el cuarzo desarrollan subgranos, y procesos como rotaci\u00f3n de subgranos, migraci\u00f3n de bordes de grano, recristalizaci\u00f3n, y formaci\u00f3n de neogranos (Fig. 11). Todo ello indica m\u00faltiples procesos a escala intracristalina, los cuales contribuyeron a la acumulaci\u00f3n de deformaci\u00f3n en la red cristalina de estos minerales previos a la g\u00e9nesis de la foliaci\u00f3n principal. Es decir, la foliaci\u00f3n principal en esta litolog\u00eda (y en el resto de ortogneises) no s\u00f3lo se desarroll\u00f3 mediante la recristalizaci\u00f3n y transformaci\u00f3n metam\u00f3rfica, sino tambi\u00e9n a partir de la acumulaci\u00f3n de deformaci\u00f3n interna en su mineralog\u00eda.<\/p>\n\n\n\n

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Figura 11. Gneis Ollo de Sapo de grano fino con subgranos y neogranos desarrollados tanto en porfiroclastos de feldespato pot\u00e1sico como en cristales de cuarzo (azulado) de mayor tama\u00f1o (probablemente porfiroclastos). Las l\u00edneas amarillas indican aproximadamente los bordes de antiguos cristales de cuarzo, mientras que las naranjas lo hacen para el feldespato pot\u00e1sico. Las l\u00edneas azules se\u00f1alan algunos dominios de formaci\u00f3n de subgranos y neogranos.<\/figcaption><\/figure>\n\n\n\n

Se observan algunos dominios ricos en cuarzo y mica blanca (sin biotita), con menor tama\u00f1o de grano que los minerales que definen la foliaci\u00f3n principal, y orientados de manera diferente a \u00e9sta. Parecen vestigios de una f\u00e1brica anterior a la principal que, dado su marcado paralelismo respecto a la foliaci\u00f3n principal en los esquistos descritos anteriormente (S2<\/sub>) y a su cronolog\u00eda relativa interna, puede considerarse tambi\u00e9n como S2<\/sub>, siendo los citados vestigios relictos de una S1<\/sub>. Tambi\u00e9n se observan minerales retr\u00f3grados como clorita.<\/p>\n\n\n\n

Gneis con megagl\u00e1ndulas de feldespato pot\u00e1sico de la Formaci\u00f3n Hiendelaencina (3).<\/p>\n\n\n\n

La foliaci\u00f3n principal, y \u00fanica reconocible, de esta roca est\u00e1 definida por la orientaci\u00f3n preferente de cuarzo, feldespato pot\u00e1sico, plagioclasa, mica blanca y biotita. La foliaci\u00f3n principal es un bandeado (gn\u00e9isico) composicional formado por niveles esencialmente cuarzo-feldesp\u00e1ticos alternantes con niveles esencialmente mic\u00e1ceos. Esta foliaci\u00f3n es subparalela al resto de foliaciones principales identificadas como S2<\/sub> en el resto de litotipos, y ser\u00e1 referida igualmente.<\/p>\n\n\n\n

El feldespato pot\u00e1sico aparece en la matriz cuarzofeldesp\u00e1tica y en forma de porfiroclastos con sombras de presi\u00f3n asim\u00e9tricas (morfolog\u00eda sigmoidal) compuestas por cuarzo y micas, generalmente de menor tama\u00f1o de grano que en otras posiciones texturales, y que informan de una componente de cizallamiento simple para el desarrollo de la foliaci\u00f3n principal (Fig. 12). Estos cristales desarrollan subgranos, neogranos, y pueden recristalizar y formar neogranos de plagioclasa, cuarzo y micas durante el desarrollo de la foliaci\u00f3n principal, dispuestos en forma de agregados bien en el interior de los porfiroclastos y\/o a lo largo de sus bordes.<\/p>\n\n\n\n

\"\"<\/a>
Figura 12. Gneis con megagl\u00e1ndulas de feldespato de la Formaci\u00f3n Hiendelaencina. Se observa un porfiroclasto de feldespato pot\u00e1sico a partir del cual se han generado varios subgranos a partir de dominios en los que tambi\u00e9n hay recristalizaci\u00f3n y neogranos (azul). El porfiroclasto muestra morfolog\u00eda sigmoidal (contorno naranja) y distribuci\u00f3n asim\u00e9trica de colas de presi\u00f3n. Se incluye sentido de cizallamiento inferido para el desarrollo de la foliaci\u00f3n principal S2.<\/figcaption><\/figure>\n\n\n\n

Los neogranos de cuarzo en los bordes de los porfiroclastos o de subgranos de tama\u00f1o notable tienen una geometr\u00eda alargada y orientaci\u00f3n preferente de su red cristalina, definiendo bandas de deformaci\u00f3n discreta dentro de los antiguos fenocristales junto con otros minerales (Fig. 12). La generaci\u00f3n de subgranos, migraci\u00f3n de los l\u00edmites de grano, neoformaci\u00f3n 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 foliaci\u00f3n principal (S2<\/sub>), y contribuyen en conjunto al desarrollo de esta f\u00e1brica por flujo catacl\u00e1stico.<\/p>\n\n\n\n

Los dominios de cuarzo pre-metam\u00f3rfico tambi\u00e9n desarrollan subgranos y neogranos. En algunos casos el l\u00edmite entre los cristales de cuarzo de la matriz es oblicuo a la foliaci\u00f3n principal. El cuarzo tambi\u00e9n presenta extinci\u00f3n ondulante por deformaci\u00f3n, y en zonas m\u00e1s deformadas los cristales se individualizan y se extinguen sin ondulaci\u00f3n, ya que son nuevos granos que derivan de la recristalizaci\u00f3n completa a partir de cuarzo primario. Estos procesos hablan de un flujo pl\u00e1stico, siendo la morfolog\u00eda de los dominios de cuarzo en forma de bandas alargadas resultado de la deformaci\u00f3n d\u00factil, asistida por la generaci\u00f3n de subgranos, rotaci\u00f3n y migraci\u00f3n de subgranos.<\/p>\n\n\n\n

Observaciones de campo<\/p>\n\n\n\n

La foliaci\u00f3n principal identificada como S2<\/sub> en todas las litolog\u00edas metam\u00f3rficas, especialmente en los gneises, suele llevar asociada estructuras asim\u00e9tricas de tipo sigma formadas a partir de fenocristales (litolog\u00edas ortoderivadas) o de porfidoblastos (granate y estaurolita en litolog\u00edas paraderivadas). Observadas en planos perpendiculares a la foliaci\u00f3n y paralelas a la lineaci\u00f3n de estiramiento (planos en los que mejor se observaba su asimetr\u00eda, 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).<\/p>\n\n\n\n

En campo tambi\u00e9n se ha podido observar que la foliaci\u00f3n principal (S2<\/sub>) en los esquistos con cuarcitas o metareniscas est\u00e1 afectada por pliegues erguidos, generalmente abiertos, que llevan asociado un clivaje de crenulaci\u00f3n subvertical. Por su cronolog\u00eda relativa al resto de fases de deformaci\u00f3n este clivaje ser\u00e1 considerado una S3<\/sub>, habi\u00e9ndose formado el conjunto de estructuras asociadas durante una tercera fase de deformaci\u00f3n (D3<\/sub>). S3<\/sub> muestra una orientaci\u00f3n N120\u00b0E\/90\u00b0, y lleva asociada una lineaci\u00f3n de crenulaci\u00f3n con orientaci\u00f3n 30\u00b0\/310\u00b0 (Fig. 13B).<\/p>\n\n\n\n

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Figura 13. A: Estructuras sigma asociadas a S2 en ortogneises glandulares que indican sentido de cizallamiento de techo hacia el N. B: Micropliegues erguidos y clivaje de crenulaci\u00f3n (S3) afectando a S2 en esquistos de la Formaci\u00f3n Ang\u00f3n.<\/figcaption><\/figure><\/div>\n\n\n\n

En las zonas dominadas por S2<\/sub> tambi\u00e9n se observa un bandeado composicional primario en peque\u00f1os bancos de cuarcita (S0<\/sub>) incluidos entre esquistos, en los cuales se ven pliegues asim\u00e9tricos con aparente boudinage local y vergencia al Sur.<\/p>\n\n\n\n

Algunos dominios de los gneises glandulares de la Formaci\u00f3n Anto\u00f1ita muestran fundidos parciales (metatexitas) (Fig. 14A). Los leucosomas son de grano fino y contienen granate y cordierita (Fig. 14B). Algunos de los dominios m\u00e1ficos aparecen como bandas milim\u00e9tricas, y podr\u00edan representar restitas de fusi\u00f3n. Dichas bandas, junto con los fundidos f\u00e9lsicos, muestran una estructura microplegada con planos axiales paralelos a S2<\/sub>. Estos fundidos disruptan el bandeado gn\u00e9isico local. Finalmente, el ortogneis glandular con megagl\u00e1ndulas de feldespato de la Formaci\u00f3n Hiendelaencina presenta, adem\u00e1s de estructuras sigma, estructuras S-C (Fig. 14C), ambas ligadas a la foliaci\u00f3n principal y compatibles con cizallamiento de techo al SE.<\/p>\n\n\n\n

\"\"<\/a>
\nFigura 14. A: Metatexita cuyas bandas est\u00e1n plegadas. B: Leucosoma con granate y cordierita en metatexita. C: – Estructura S-C en ortogneises (planos C en violeta y planos S en verde).<\/figcaption><\/figure><\/div>\n\n\n\n

DISCUSI\u00d3N<\/strong><\/h3>\n\n\n\n

Los datos micro- y mesoestructurales permiten diferenciar 3 fases de deformaci\u00f3n Variscas, cada una con su foliaci\u00f3n asociada. La foliaci\u00f3n principal en los niveles estructurales inferiores es una S2<\/sub>, mientras que hacia niveles superiores la S1<\/sub> se hace progresivamente m\u00e1s patente, llegando a ser la dominante en las secciones culminantes (e<\/em>.g<\/em>., meta-areniscas ordov\u00edcicas). La \u00faltima fase de deformaci\u00f3n lleva asociado el desarrollo local de una foliaci\u00f3n S3<\/sub>.<\/p>\n\n\n\n

Las relaciones de oblicuidad entre S1<\/sub> y estratificaci\u00f3n, el sentido de buzamiento hacia el OSO de S1<\/sub>, junto con los minerales que definen dicha f\u00e1brica son compatibles con el desarrollo de pliegues volcados vergentes hacia el ENE durante una primera fase de deformaci\u00f3n (D1<\/sub>), para los que S1<\/sub> ser\u00eda su plano axial. D1<\/sub> lleva parejo un aumento de presi\u00f3n y temperatura en las series estudiadas (M1<\/sub>), llegando en los niveles estructurales inferiores a presiones dentro del campo de estabilidad de la distena. Estos resultados est\u00e1n en sinton\u00eda con trabajos anteriores (Gonz\u00e1lez Lodeiro, 1980; Fern\u00e1ndez Rodr\u00edguez, 1991; Rubio Pascual, 2013). Este engrosamiento cortical inicial se produjo durante la colisi\u00f3n continental entre Gondwana y Laurrusia en el Paleozoico superior (D\u00edez Fern\u00e1ndez et al<\/em>., 2016).<\/p>\n\n\n\n

El conjunto de microestructuras asim\u00e9tricas relacionadas con S2<\/sub> demuestran que la segunda fase de deformaci\u00f3n (D2<\/sub>) en este sector se produjo ligada al desarrollo de una zona de cizalla d\u00factil, tal y como hab\u00eda concluido Fern\u00e1ndez Rodr\u00edguez (1991) en referencia a la formaci\u00f3n de la foliaci\u00f3n principal en esta regi\u00f3n. Si bien se han observado criterios cinem\u00e1ticos locales que indican un cizallamiento de techo hacia el N, dominan aquellos que se dirigen hacia el SE, siendo \u00e9ste \u00faltimo el sentido de cizallamiento inferido para la zona de cizalla D2<\/sub>. Los dominios con flujo hacia el N podr\u00edan corresponder a zonas de cizalla antit\u00e9ticas 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<\/sub> por pliegues D3<\/sub> no genera grandes estructuras erguidas asim\u00e9tricas, se puede inferir que la geometr\u00eda primaria de S2<\/sub> era subhozizontal, y que la zona de cizalla d\u00factil tambi\u00e9n lo era. La zona de cizalla D2<\/sub> tiene varios cientos de metros de potencia (zonas dominadas por S2<\/sub>), pues no parece alcanzar a los materiales ordov\u00edcicos, pero llega al menos hasta los materiales m\u00e1s profundos visibles en la actualidad. El contacto litol\u00f3gico primario entre las rocas metasedimentarias ordov\u00edcicas y las dem\u00e1s litolog\u00edas es un l\u00edmite reol\u00f3gicamente d\u00e9bil, y, por tanto, una zona favorable para actuar como nivel de despegue por encima del cual no se observa S2<\/sub>. Es decir, podr\u00eda haber actuado como l\u00edmite inferior del bloque superior de la zona de cizalla. En la actualidad, el contacto entre las rocas del Ordov\u00edcico y el resto de rocas del basamento son fallas de edad P\u00e9rmica y Alpina, quiz\u00e1s derivadas de la reactivaci\u00f3n de una zona de cizalla anterior que separaba estas litolog\u00edas.<\/p>\n\n\n\n

Las observaciones texturales, microestructurales y de blastesis-deformaci\u00f3n en rocas metapel\u00edticas indican que la estaurolita (570-620 \u00b0C) tuvo que desarrollarse en torno a etapas intermedias y finales de M2<\/sub>, mientras que el granate parece una fase que creci\u00f3, al menos en parte, durante una etapa m\u00e1s temprana de M2<\/sub>. Esta relaci\u00f3n sugiere una evoluci\u00f3n prograda para M2<\/sub>, deducci\u00f3n que es compatible con el aumento de tama\u00f1o de grano para las micas y cuarzo asociados a S2<\/sub> respecto de aquellos que aparecen en relaci\u00f3n a S1<\/sub>. Esta trayectoria prograda continuar\u00eda con la deducible para M1<\/sub>, que al menos alcanz\u00f3 la zona de la biotita en los niveles superiores y la de la distena (media presi\u00f3n) en los inferiores. Aunque otros autores proponen una trayectoria isot\u00e9rmica para la exhumaci\u00f3n de zonas cercanas al \u00e1rea de estudio (e.g. Villaseca y Gonz\u00e1lez, 2005), nosotros proponemos un ligero aumento de temperatura global durante parte de la descompresi\u00f3n. La posible transformaci\u00f3n de distena en sillimanita sugiere aumento de T durante D2<\/sub>, muy probablemente acompa\u00f1ado de p\u00e9rdida de presi\u00f3n. El par granate-cordierita en los leucosomas de rocas parcialmente fundidas (Fig. 14B) es un indicador petrol\u00f3gico de que esos fundidos se generaron durante un calentamiento acompa\u00f1ado de p\u00e9rdida de presi\u00f3n, en condiciones de baja presi\u00f3n. Teniendo en cuenta que algunas rocas alcanzaron la zona de la distena durante su presurizaci\u00f3n, estas condiciones de baja presi\u00f3n ligadas al desarrollo de S2<\/sub> demuestran que D2<\/sub> fue la responsable inicial de la exhumaci\u00f3n de las rocas afectadas por la zona de cizalla d\u00factil identificada. Con estos datos, se puede ligar D2<\/sub> a un evento de p\u00e9rdida de presi\u00f3n, calentamiento y condensaci\u00f3n de isogradas metam\u00f3rficas en el contexto de una zona de cizalla, en la que la generaci\u00f3n de fundidos probablemente corresponda a un estadio inicial dentro de D2<\/sub>, mientras que la S2<\/sub> a escala regional y sus pliegues asociados podr\u00edan representar un estadio m\u00e1s avanzado dentro de la propia D2<\/sub>. Los procesos de cloritizaci\u00f3n y sericitizaci\u00f3n tambi\u00e9n permiten deducir una disminuci\u00f3n de temperatura al final de este proceso.<\/p>\n\n\n\n

El gradiente metam\u00f3rfico que se observa respecto de S2<\/sub> es de tipo normal, aunque claramente condensado en la vertical (rocas parcialmente fundidas muy pr\u00f3ximas a rocas en zona de la biotita). En las unidades del basamento tampoco se observa ninguna inversi\u00f3n o duplicaci\u00f3n de edad Varisca de su posici\u00f3n estratigr\u00e1fica original, que tambi\u00e9n conservan a escala regional (e<\/em>.g<\/em>., Fern\u00e1ndez Rodr\u00edguez, 1991). As\u00ed, la zona de cizalla D2<\/sub> habr\u00eda yuxtapuesto secciones corticales previamente distantes en la vertical y deb\u00eda tener, antes de ser plegada durante D3<\/sub>, una geometr\u00eda propia de falla normal de bajo \u00e1ngulo. Este tipo de zonas de cizalla, si son muy discretas a escala orog\u00e9nica, se conocen como despegues extensionales, y han sido identificados en sectores pr\u00f3ximos a la zona de estudio (Rubio Pascual, 2013).<\/p>\n\n\n\n

La corteza engrosada durante D1<\/sub> colaps\u00f3, generando zonas de cizalla extensionales (D2<\/sub>) que permitieron el reequilibrio gravitacional y termal transfiriendo lateralmente grandes vol\u00famenes de roca desde secciones sobreengrosadas, y verticalmente mediante la generaci\u00f3n y ascenso de fundidos provenientes de las secciones m\u00e1s profundas y calientes (Fig. 15) (Arango et al<\/em>., 2013; Rubio Pascual et al<\/em>., 2013; Mart\u00ednez Catal\u00e1n et al<\/em>., 2014). Al terminar el proceso de colapso, Gondwana y Laurrusia continuaron colisionando, dando lugar a una tercera fase de deformaci\u00f3n y generaci\u00f3n de pliegues erguidos que volvieron a producir un nuevo engrosamiento y plegamiento de las zonas de cizalla previas.<\/p>\n\n\n\n

CONCLUSIONES<\/strong><\/h3>\n\n\n\n

Se han podido identificar tres fases de deformaci\u00f3n que afectaron exclusivamente al basamento Varisco pr\u00f3ximo a la localidad de Ang\u00f3n (Guadalajara). La primera fase de deformaci\u00f3n (D1<\/sub>) produjo un engrosamiento cortical mediante pliegues vergentes al este, ligado a una presurizaci\u00f3n y a un metamorfismo progrado (Figs. 15A y 15B). Este evento dio lugar a una foliaci\u00f3n inicial (S1<\/sub>), que se preserva como tal en los niveles estructurales superiores y en forma de relictos minerales en los inferiores. Una nueva etapa de deformaci\u00f3n (D2<\/sub>), asociada a un incremento de temperatura y p\u00e9rdida de presi\u00f3n, desarroll\u00f3 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 generaci\u00f3n de fundidos (Fig. 15C), que actuaron como base para la nucleaci\u00f3n de zonas de cizalla extensionales responsables del adelgazamiento del or\u00f3geno que se infiere para el desarrollo de S2<\/sub> en los niveles estructurales inferiores (Fig. 15D). S2<\/sub> se deform\u00f3 formando pliegues erguidos y un clivaje de crenulaci\u00f3n durante D3<\/sub>. D3<\/sub> representa un nuevo engrosamiento cortical en un marco tect\u00f3nico en el que la colisi\u00f3n continental contin\u00faa.<\/p>\n\n\n\n

\"\"<\/a>
Figura 15. Evoluci\u00f3n tectonotermal de la zona. A: Antes del inicio de la orogenia. B: Comienzo de la colisi\u00f3n continental, colisionan las placas y se produce la S1 asociada a un engrosamiento de la corteza. C: La colisi\u00f3n contin\u00faa y se generan fundidos producidos por el aumento de temperatura local debido al reequilibrio de las isotermas. D: Los fundidos debilitan reol\u00f3gicamente la corteza sobreengrosada y facilitan el desarrollo de zonas de cizalla extensionales que permiten el reequilibrado gravitacional de la corteza.<\/figcaption><\/figure><\/div>\n\n\n\n

AGRADECIMIENTOS<\/strong><\/h3>\n\n\n\n

Queremos expresar nuestra gratitud por la invitaci\u00f3n recibida para publicar este trabajo as\u00ed como la labor editorial que le acompa\u00f1a. Estamos muy agradecidos por los comentarios constructivos de Luis Roberto Rodr\u00edguez y Carlos Villaseca.<\/p>\n\n\n\n

BIBLIOGRAF\u00cdA<\/strong><\/h3>\n\n\n\n