r Cuadernos Geología Ibérica Vol. 7 Págs. 15-51 Madrid 1981

CARACTERESGENERALESDEL CINThRON HERCINICO EN EL SECTORORIENTAL

DELSISTEMA CENTRAL ESPAÑOL

PORF. BELLIDO ~, C. Ek~om½C. CASOUETt 3. M. FÚSTER *

LVI. NAVIDAD ‘, M. PEINADO * y C. VILLASECA *

1. INTRODUCCION

Al estar limitado geográficamente,tanto por el N como por el 5,por dos importantescuencassedimentariasmesozoicasy cenozoicas,la parte oriental del SistemaCentral Españolaparececomo una uni-dad, en cierto modo, desconectadade otros dominios del MacizoHespérico y también su subdivisión con basesgeotectónicasy lito-lógicas. LOIZE (1945) incluyó una gran parte del Sistema Centraldentro de la zona Galaico-Castellanay únicamente el sector másoriental y de bajo grado metamórfico en su zona Astur-OccidentalLeonesa.Sin embargo, si se siguen los criterios de JULIVERT et al.(1974), todo el Sistema Central debe incluirse en la zona Centro-ibérica por estar el Ordovícico discordantey transgresivosobre susustratoa la vez que el sector más oriental se localiza sobre el aflo-ramiento del «Ollo de Sapo», que es la unidad más oriental de lazona Centroibérica.

En esta guía explicativa en el sector del SistemaCentral al Estede Gredos, teniendo en cuenta la litología, estructura y metamorfis-mo, hemos distinguido tres sectores: el Dominio Oriental, situadoal E de la falla de Berzosa,que se caracterizapor el predominio ensuperficie de las series ordovícicas y postordovícicas,por la existen-cia de un grado metamórfico de gradobajo (aunqueen algunasáreasse llega al grado medio) y por una ausenciade cuerpos plutónicos

* Departamentode Petrología>UniversidadComplutense,Madrid.** Departamentode Geomorfologíay Geotécnica,UniversidadComplutense,

Madrid.

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granitoides tardihercínicos. El Dominio Central, entre la falla deBerzosa y el afloramiento metamórfico de El Escorial-Villa del Pra-do, caracterizadopor el afloramiento exclusivo de series preordoví-cicas afectadaspor un metamorfismo regional más intenso (gradosmedio y alto predominante>,gran extensión de áreas que alcanzanel grado de anatexia y presencia de gran número de cuerpos in-trusivos granitoides tardihercínicos que se hacen más abundanteshacia el Oeste. El Dominio Occidental, situado al Oestedel aflora-miento de El Escorial-Villa del Pradoque contienenuevamenteseriesordovícicas situadaen su parte norte, aunquesiguen predominandolas series preordovícicas;éstasson de facies similares a la región deSalamancay su grado de metamorfismo varia de alto a bajo, pre-dominando este último. Los cuerpos granitoides adquieren tal ex-tensión que se interconectany constituyen un conjunto en el queaparecenaisladosy con menor extensiónlos afloramientos de rocasmetamórficas.

Esta división, aunqueno tiene otro fin que el de una sistematiza-ción aclaratoriade la Guía de la Excursión obedeceen el fondo a uncomportamientopeculiar del Sistema Central Español durante losprocesospetrogenéticos ligados a la Orogenia Hercínica, pues estapauta responde a una evolución espacial de] régimen térmico du-rante el metamorfismo regional, cuyo máximo estaríasituado en elDominio Central del Sistema Central. Al mismo tiempo la penetra-ción granítica generalizada,que tuvo lugar al final del Hercínico,siguió unas pautas, en cierto modo, indeDendientesde la ~nnncinn

metamórfica.La lectura de los capítulos de esta memoria explicativa y, más

aún, las lagunasque a primera vista destacanponen de manifiestoque, aunquemucho se ha avanzadoen las dos últimas décadasso-bre el conocimiento del Sistema Central, quedan aún importantesproblemaspor resolver. Nos atrevemosa destacarcomo los más im-portantes los siguientes:

— Edad de las formaciones sedimentariaspreordovícicas, apo-yándoseen datos radiométricossobre los materialesde origenortoderivado asociados.

— Aunque buenaparte de los extensosafloramientosde gneisesglandularesparecen,sin duda,ortoderivadosexisten tipos quepueden ser interpretadoscomo metagraníticos,mientras queen otras zonasparecemás razonableasignarlosuna proceden-cia volcánica o volcano-sedimentaria.

— Queda aún por resolver en varios casos si los gneisesde ca-rácter metagraníticorepresentancuerpos prehercínico o, porel contrario, como parecededucirse de las relaciones de con-

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tacto, representan cuerpos granitoides intercinemáticosher-cínicos.

— En lo que a metamorfismo se refiere, parece fuera de todaduda la existencia de una primera blastesis generalizada rea-lizada en régimen de alta presión, seguida de otra bajo ma-yor gradiente geotérmico, de mayor incidencia en los Domi-nios Occidental y Central. Queda, sin embargo, por resolverel problema del sincronismo de la recristalización metamór-fica en los diferentes sectores y la duda de si en algunos casoslas paragénesis de más alta presión representan períodos derecristalización metamórfica prehercínicos.

— Como se indica en el capítulo 5 de esta memoria, aún son muyinsuficientes los datos radiométricos que permitan deducir unacronología, tanto de la edad de los materiales metamórficosortoderivados como de los episodios de blastesis y, por ello,es muy difícil jalonar la edad relativa, tanto de los períodos derecristalización como de las fases de deformación con ellosasociadas.

— Un refinado de las escalas cronológicas sobre la intrusión gra-nítica tardihercínica abrirá, sin duda, importantes ventanassobre este importante episodio de la edificación del SistemaCentral.

— Por último, el problema de las relaciones entre los yacimien-tos minerales (Cu, Zn, Sn, W) que existen en esta región, susrelaciones con las series fémicas heterogéneas y las reactiva-ciones provocadas en ellos durante procesos magmáticos otectónicos intrahercínicos o tardihercínicos son otro de lospuntos que requieren atención especial.

Esperamos que la discusión científica que se establezca duranteesta reunión clarifique o abra nuevas vías de ataque a estos y otrosproblemas planteados en este sector.

2. LITOESTRATIGRAFIA

Para facilitar su descripción, las diferentes formaciones litoestra-tigráficas definidas en el Sistema Central (Fig. 1) se pueden agrupar,utilizando como referencia la discordancia Sárdica. Distinguimos asílos materiales postdiscordancia, bien representados, tanto en el Do-minio Oriental como en el extremo occidental (afloramientos de Mu-ñico y Ojos Albos, en la provincia de Avila) y los materiales mfra-discordancia que ocupan prácticamente el resto del Sistema Centraly, en concreto, la zona estructuralmente más profunda.

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2.1- MATERIALES POST-DIsCORDANCIA

2.1.1. Dominio Oriental

En este dominio, en las antiformas de El Cardoso y de Hien-delaencina, las series post-discordancia se apoyan directamente so-bre los gneises glandulares de la «Formación Ollo de Sapo». La su-cesión estratigráfica comienza con una formación alternante de cuar-citas y pizarras con unos 200-600 m de potencia («Formación Cons-tante» de SCHAFER, 1969; «Formación Bornova», de SOERS, 1972).

En el flanco occidental del Sinclinorio del Campillo se encuen-tran también capas de paranfibolitas que constituyen un tramo muycontinuo intercalado en esta formación. Hacia el muro se intercalanniveles de microconglomerados con cuarzos azules y feldespato («Mi-croconglomerado del Bornova» de SOERS, 1972). A esta formaciónse le atribuye una edad Cámbrico Superior y/o Ordovícico Inferior.Siguen cuarcitas blancas masivas en potentes bancos> de edad Are-níg («Formación Alto Rey», 80-130 m) y sobre éstas se apoya una po-tente formación pizarrosa bastante monótona («Formación Rodada»,1.700 m), en cuya parte media se han localizado trilobites de edadLlandeilo (HAMMANNy SCHMIDT, 1972). Esta formación ocupaprácticamente la totalidad del Sinclinorio del Campillo.

El Silúrico comienza con la «Formación Santibáñez» (SCHAFER,1969), constituida por cuarcitas en tonos claros a la que sigue la«Formación Cañamares» (SOERS, 1972), coiísistente en unos 220 mde ampelitas y alternancia de pizarras arcillosas y areniscas, en cuyabase se han localizado graptolitos del Llandovery Inferior (BISCHOFF,1974).

El Silúrico termina con la «Formación Alcolea» (SOERS, 1972),formada por unos 850 m de areniscas, con intercalaciones pizarro-sas hacia cuyo techo se sitúa el límite con el Devónico (CARLS,19691 Este últim está representado por la «Formación Pizarras yCalizas de Cercadillo’>, con unos 760 m de potencia, de edad Gedi-níense-Emsiense Inferior, restringida al núcleo del Sinclinal de Ribade Santiuste (LODEIRO, 1981), en el extremo oriental del SistemaCentral.

2.1.2. Dominio Occidental

Los materiales post-discordancia están bien representados en losafloramientos de Ojos Albos y de Muñico (provincia de Avila), dondehan sido estudiados por CAPOTEy VEGAS(1968) y CAPOTE(1971,1973).

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La seriecomienza,al igual que en el D.0, con un tramo detríticode pizarras y cuarcitas, con capas de microconglomerados, con can-tos de cuarzo y cuarcita en la base. Siguen cuarcitas en facies «ar-moricana» con crucianas. Este conjunto corresponde a las formacio-nes «Capas de Voltoya» (Ojos Albos) y «Cuarcitas de San Miguel»(Muñico) y en ellas está representado el Arenig y probablemente elTremadoc y el Cámbrico en la base.

A esta serie detrítica siguen una formación de esquistos con del-gadas intercalaciones de cuarcitas («Esquistos de Valtuerto» y «Esquis-tos de Peñagorda»), que representan probablemente el Llanvirn-Llan-deilo.

2.2. MATERIALES INFRA-DISCORDANCIA

A diferencia de los anteriores, que aparecen en niveles estructuralesrelativamente altos y en condiciones metamórficas de bajo y muy bajogrado, las formaciones litoestratigráficas mfra-discordancia afloran enzonas, por lo general, profundas, en grado medio y alto, con profusiónde ortogneises y cuerpos graníticos post-cinemáticos, lo que sumado ala fracturación tardi-hercínica/alpina dificulta su correlación entreunos puntos a otros del Sistema Central.

2.2.1. Dominio Oriental

Antiforn-u¿ de Hiendelaencina.—Enla antiforma de Hiendelaen-cina la sucesión estructural de abajo hacia arriba es la siguiente,segúnGONZALEZ LODEIRO(1981): «FormaciónAngón’>, queconsisteen una alternanciade esquistos,gneises,cuarcitasy cuarcitas feldes-páticas, con intercalaciones lenticulares de calizas y rocas de sili-catos cálcicos. A ésta sigue la «Formación Antoñita» (SCHAFER,1979), constituida por gneises glandulares y leucogneises, cuyo sig-nificado se discutirá en el capítulo dedicado a estas formaciones pro-blemáticas.

Por encima de estos gneises sigue un delgado tramo (15-30 m),constituido por cuarcitas feldespáticas, cuarcitas tableadas, esquis-tos, esquistos plagioclásicos, rocas de silicatos cálcicos y mármolesque ha sido denominado «Grenz Serie» por SCHAFER(1969) y «For-mación Cardeñosa» por GONZALEZLODEIRO (1981).

Entre esta última formación y los «microconglomerados del Bor-nova» están los gneises de Hiendelaencina, de antiguo equiparadosal «Ollo de Sapo», de Zamora y Galicia (PARGA PONDAL et al.,1964), con una potencia de unos 1.500-2.000 m. Consisten en unasucesión de gneises glandulares gruesos que se hacen más finos

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hacia el techoy en los que se intercalan tramosde cuarcitasfeldes-páticas y esquistos. Esta formación ha sido interpretada como unconjunto volcano-sedimentario (para un resumen, ver NAVIDAD,1978), formado por vulcanitas y meta-arcosas en su tramo inferior ymateriales grauvaco-pelíticos hacia el techo.

Antiforma de «El Cardoso-».—Enesta antiforma, situada en elflanco occidental del Sinclinorio del Campillo, el gneis de El Cardo-so aflora directamente bajo una alternancia cuarcitas-pizarras conmicroconglomerados equiparables a la «Formación Constante» de Hien-delaencina. Es un gneis bastante homogéneo, con glándulas de pía-gioclasa inferiores a dos cm, y en el que son frecuentes inclusionesde cuarzo y de cuarcita, así como «boudins» muy estirados de anfi-bolitas frecuentemente con estructura zonada metasomática (agre-gados «en gerbe» de anfibol poiquilítico y granates en la parte ex-terna y núcleos de cuarzo, plagioclasa y clinozoisita). Estas anfibo-litas se han interpretado como procedentes de diques de composiciónmáfica e intermedia (SCHAFER, 1969) o como intercalaciones sedi-mentarias (GARCíA CACHO, 1973). Los gneises se consideran tiposdetríticos subgrauváquicos, volcano-sedimentarios (GARCíA CACHO,1973, NAVIDAD, 1978), equiparables al tramo superior de los gneisesde Hiendelaencina.

2.2.2. Dominios Central y Occidental

En el área comprendida entre la Falla de Berzosa por el Este y losafloramientos supra-discordancia sárdica, de la provincia de Avila,por el Oeste, se pueden distinguir dos grandes series litoestratigrá-ficas. La primera ocupa la zona estructuralmente más profunda y demayor grado metamórfico del Sistema Central y aHora con gran ex-tensión en la provincia de Segovia, El Caloco y la zona de Santa Ma-ría de la Alameda, así como enpequeños afloramientos en la regiónde Buitrago-Colmenar Viejo. La incluimos aquí con el nombre deSerie Heterogénea Fémica y ha sido descritaen parte por PEINADO(1973), NAVIDAD y PEINADO (1977), NAVIDAD (1979) y TORNOS(1981).

La segunda serie se sitúa estratigráficamente por encima de laanterior. Aflora con gran extensión en la región de Buitrago del Lo-zoya (BISCHOFF et al., 1973; FERNANDEZCASALS, 1973), formael sur del afloramiento metamórfico del Escorial-Villa del Prado(PEINADO, 1973), así como el de La Cañada (CAPOTE, 1971, 1973)y los más occidentales de la Sierra de San Vicente al sur de Gredos(CASQUET, 1975). Incluimos también en esta serie los metasedimen-tos epizonales mfra-discordancia sárdica que afloran al norte de laFalla de la Cruz de Hierro en Ojos Albos y Muñico (CAPOTE, op. cit.).

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Serie Inferior (Serie Fémica Heterogénea)

Esta serie está formada a muro por un miembro de gneises glan-dulares de matriz fémica biotítica, con abundante granate y sillima-nita, y glándulas de hasta más de 10 cm de feldespato potásico yplagioclasa. Estos gneises presentan fuertes variaciones granulométri-cas laterales y transversales, razón que llevó a NAVIDAD y PEINA-DO (1977) a denominarlos Serie Glandular Heterogénea.Hacia eltecho se observa una disminución estadística en el tamaño de lasglándulas, y se hacen más abundantes las intercalaciones de gneisesfémicos no glandulares, cuarcitas y leucogneises. Estos últimos sonfrecuentes como cuerpos de forma estratoide dentro de la formaciónglandular. Al igual que en Hiendelaencina, NAVIDAD y PEINADO(op. cit.) y NAVIDAD (1979) se inclinan por un origen volcánico parael tramo inferior y grauvaco-pelítico para el superior. Respecto a losleucogneises, y en base al quimismo, la última autora propone unorigen ortoderivado a partir de granitos calcoalcalinos o riolitas.

Por encima del tramo glandular se observa un miembro de gnei-ses fémicos plagioclásicos (no glandulares) y cuarcitas. En los pri-meros es abundante el granate y la sillimanita y se conservan dis-tenas relictas. Es frecuente la formación de cordierita por desestabi-lización del granate durante M2 (véase cap. 3).

La Serie Fémica Heterogénea termina con un potente tramo demármoles dolomíticos y en menor proporción calcíticos que hansido descritos en detalle por PEINADO (1973) en Santa María de laAlameda y TORNOS (1981) en el Macizo de Peñalara.RecientementeCAPOTE, PEREJONy VILAS (in press, 1981> han localizado estruc-turas organógenas (estromatolitos) en este miembro carbonatado.

SerieSuperior

Región de Buitrago—Los trabajos recientesque afectana la li-toestratigrafia de esta parte del Sistema Central (BISCHOFF et al.,1973; FERNANDEZCASALS, 1975, y TORNOS, 1981) permiten con-cluir que la serie por bajo de la discordancia está aquí constituidapor dos tramos probablemente con entidad de formaciones. El infe-rior está formado por un conjunto de gneises bandeados, gneisesglandulares y leucogneises que se apoyan directamente, en el Macizode Peñalara, sobre los mármoles de la Serie Inferior. Sus relacionescon el ortogneis de La Morcuera (FERNANDEZCASALS y CAPOTE,1971), que aflora extensamente a partir del meridiano de Buitragohacia el Oeste, serán discutidos más adelante debido a las diferentesinterpretaciones que se proponen actualmente para estos metagra-nitos.

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Sobre este tramo existe una potente sucesiónde gneisesesquis-tosos con intercalaciones de cuarcitas feldespáticas hacia la base.Dentro de este tramo se localizan una serie de gneises glandularescon leucogneises estratoides que forman una alineación de aflora-mientos paralelos y adosados a la zona de Falla de Berzosa (Gneisesde Pedrezuela, Berzosa, Nazareth, etc.). Al igual que con otros gneisesproblemáticos el significado de éstos se discutirá más adelante, yaque se interpretan como ortogneises plutónicos o como formacionesvolcano-sedimentarias.

Desde el punto de vista litológico, el tramo inferior está formadopor gneises con fuerte bandeado migmatítico, en los que pueden en-contrarse glándulas heterométricas de feldespato potásico en propor-ciones muy variables de unos puntos a otros, aunque parecen aumen-tar hacia el Oeste. Asimismo, en las proximidades de Lozoya, haciala base de la serie hay niveles de gneises microglandulares que FER-NANDEZ CASALS (1974) interpreta como metavolcanitas. Hacia laparte alta de este tramo hay lentejones de rocas de silicatos cálcicosy para-anfibolitas, con mármoles calco-dolomíticos asociados. Son ca-racterísticos de este tramo las intercalaciones estratoides de leucog-neises que se discutirán en el capítulo 2.3.

Este tramo inferior corresponde probablemente a una secuenciaheterogénea de tipos pelíticos y sedimentos subarcósicos con posiblesmateriales volcánicos y volcano-sedimentarios intercalados (CAPOTEy FERNANDEZCASALS, 1975), así como a materiales procedentes dela erosión de un posible zócalo (TORNOSy CASQUET, 1981, in press).

El tramo superior de gneises esquistosos y esquistos comprendediferentes tipos litológicos (ARENAS et al., 1980). De manera general,las rocas son más grauváquicas en la zona de la sillimanita, mientrasque las rocas de la zona de la distena y las superiores de la zona dela estaurolita son progresivamente más pelíticas, acercándose compo-sicionalmente a tipos propios de medios confinados.

Dominio meridional del Afiora»i1¿ñíú¿«JEtEÉÚbrial-Villa del PM-do—Descrito por PEINADO (1973), consta de una potenteseriefor-madaen su basepor genisesbandeadosmigmatizadosque pasanha-cíaarriba aesquistosplagioclásicosy, finalmente,a esquistos.En esteconjunto se encuentran cuarcitas, anfibolitas y un paquete de mármo-les con niveles asociados de rocas de silicatos cálcicos.

Afloramiento de La Cañada—Hasido descrito por FUSTERy MO-RA (1970) y CAPOTE(1972, 1975). Según este último autor, sobre losgneises glandulares equivalentes a la Formación Morcuera, de la re-gión de Buitrago, viene un tramo, también glandular, con leucognei-ses, e intercalaciones de gneises bandeados. A este tramo sigue una

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serie metasedimentariacon gneisesbiotíticos, gneisesde dos micas,esquistos,cuarcitasy rocas de silicatos cálcicos.

En el dominio norte de este afloramiento (zona de Ojos Albos),las «Capas del Mediana», infradiscordancia, incluyen esquistos conmetagrauvacas e intercalaciones de rocas de silicatos cálcicos y már-moles.

2.2. ORTOGNEISESDE PROBABLE ORIGEN METAGRANITICO

Se tratan dentro de este apartado un conjunto de gneises cuarzo-feldespáticos de probable origen metagranítico. Su asociación con to-dos los tipos de materiales hasta ahora descritos (metasedimentos yvolcano-sedimentarios) y su presencia en diferentes niveles estratigrá-ficos que se encuentran afectados por un grado de metamorfismo dis-tinto, sugieren por sí mismos un origen intrusivo.

En función del carácter glandular que éstos presentan se han es-tablecido dos grupos:

1. Ortogneises glandulares.

2. Leucogneises.

Tanto unos como otros se encuentran representados en los tresdominios en que se subdivide el Sistema Central, si bien no entodos ellos presentan la misma importancia.

23.1. Ortogneisesglandulares

Ocupan la mayor extensión dentro del dominio Central (Sector deGuadarrama) existiendo afloramientos de menor importancia en losdominios Oriental (Antofiita-gneis), Centro-oriental (alineación Naza-reth-Pedrezuela) y Occidental (Ojos Albos-La Cañada).

Desde el punto de vista metamórfico se localizan dentro de las zo-nas de grado medio (distena) y alto (sillima~iita).

Ortogneisesen la zonade Grado Medio.—Dentrode esta zona me-tamórfica se localizan los afloramientos de Hiendelaencina-Bodera yNazaret-Pedrezuela (SOMMER, 1966; SCHAFER, 1969; GARCíA CA-CHO, 1973; BISCHOFF et al., 1973; NAVIDAD, 1975-1978; GONZA-LEZ LODEIRO, 1981; NAVIDAD y LOPEZ RAMOS, 1981). Aparecenentre los metasedimentos preordovícicos constituyendo pequeños ma-cizos de disposición estratoide.

Son gneises cuarzofeldespáticos muy estructurados en los que lafoliación formada por Ms + Bt lepidoblásticas rodea a los megacrista-

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les feldespáticos precinemáticos. Entre ellos aparecen intercalados leu-cogneises en capas concordantes o cortantes, pero en ellos la esquis-tosidad es siempre concordante con la del gneis. Otras veces,constitu-yen facies marginalesque contienenabundantesagregadosde turmali-na y/o granate(ambostipos se describenen el apartado2.3.2.). Petro-grafícamentepresentanuna texturablastoporfídicamuy orientada.Suparagénesisestáformadapor:

O + Pl + Fk + Ms + Bt

y como accesoriosAp y Zr, frecuentementeidiomorfos, y ocasional-menteBe, Tui-mal y granateesquelético.Carecende silicatos de alumi-nio (And, Silí, etc)y sonfrecuentesen ellos las texturasigneasresidua-les (plagioclasaszonadas).

Desdeel punto de vista geoquimico,son facies muy diferenciadas;se caracterizanpor un alto contenido en 5i02 (70—73%) y alcalis(7% <Na2O + 1(20<8%) con una relación KíO/Na2O> 1,0. Todosellos presentancorindón normativo (1 — 3%) como correspondea tér-minos ricos en alúmina. Sus índices de diferenciaciónson altos (ID:87-96) y las tendenciasde evoluciónque éstospresentanson, por lo ge-neral, sílico-potásicas(NAVIDAD y LOPEZ RAMOS, 1980),si bien exis-ten diferenciadossílico-sódicos(Antoñita-gneis: NAVIDAD y PEINA-DO, en prensa).

Acerca del significado genéticode estasfacies glandularesexistenen la actualidadvarias interpretaciones:

Así, SCHÁFER (1969), y BISCHOFF et al. (1973) consideranestasformacionescomo representantesde antiguasvolcanitasácidas;mien-tras que GONZALEZ LODEIRO (1981) y NAVIDAD y PEINADO (enprensa)las interpretan como antiguosgranitos de dos micas, posible-mente ligados al ciclo hercínico.

SOMMER (1966) y GARCíA CACHO (1973) suponen,sin embargo,que se han formadopor un procesometamórficosobre materialesme-tasedimentarios(metaarcósicos);el primero de estos autoressuponeun metamorfismo dinamo-te~i mientrasque el segundoseñaiwunmecanismode blastesis.

Ortogneisesen la zonade la Sillimanita.—Aparecenprofusamenteextendidosa lo largo de todo el Dominio Central y en asomosde menorextensióndentro del Dominio Occidental.Constituyencuerposmasivosrelacionados,tanto con los metasedimentosquese encuentransituadosdentro de la zona de la sillimanita con moscovita estable(sector deBuitrago del Lozoya) como con los metasedimentosy seriesvolcano-sedimentariasdel sectormetamórfico más profundo: zonade la silli-manita sin moscovita estable (Serie Fémica Heterogénea: Segovia,Vegasde Matute, El Escorial).

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Estosgneises,al igual que los descritosanteriormente,son de ca-rácter cuarzo-feldespático.Sus megacristalesaparecenenglobadosenla matriz conunadistribución muy regulary en proporciónmuy abun-dante, lo que les confiere un carácterhomogéneo.Estructuralmentepresentanunafoliación replegadaa menudotranspuestapor pequeñasfracturas.Son frecuenteslos fenómenosde migmatización con pérdi-da de la estructuracióny aparición de facies con estructuraarteriticay nebulítica.Asimismo, seobservaen estos sectoresmigmatizadosve-nas metatexíticascortando la foliación residual del gneis (Altos delGuadarrama;SW de Segovia). Es frecuenteen estosgneises,la presen-cia de enclavesde metasedimentosequivalentesa los que forman lasseriesencajantesy también de tipos microgranudosde composiciónmás básica (El Escorial «Mzo. de Abantos»; Pto. de la Morcuera,Mzo. de 5. Pedro: Torrelaguna,etc.).

Presentanleucogneisesasociadosque constituyen,bien capasdepequeñoespesorconcordanteso discordantescon el gneis,bien faciesmarginalesde mayor extension.

Los contactosentre estos macizos y las formacionesencanjantes(metasedimentariasy volcano-sedimentarias)son, en la mayor partede los casos,netos. Son frecuentes,sin embargo,los contactosmecá-nicos con presenciade facies miloníticas y, en algunoscasos,se obser-van tránsitos de carácterdifuso. Con frecuencia, suelen aparecerenlos metasedimentospróximos al contactofaciesmosqueadase inclusotipos corneánicosy skarnoides.

Petrográficamente,estos gneisespresentanlos mismos caracteresque los anteriormenteseñaladospara los gneisesde la zonade la dis-tena. Se diferencian de ellos, en la presenciade silicatos de aluminio(Silí. And. St. Gr. Cord.), a veces blindados en feldespatos.

Geoquimicamentesu composición es también análoga a la de losanteriores y sus tendencias de evolución equivalentes(sílico-potási-cas); por ello, omitimos de nuevo su caracterización. Estos gneisesglandularescorrespondenen función de su composicióny mineralogíaa los granitos tipo «5» de CHAPELL y WHITE (1974).

Estas facies glandulareshan sido anteriormentedescritaspor nu-merososautorescon diferentesdenominaciones(<cGneisesgraníticos»DE WAARD, 1950; «Gneisesde la Morcuera» FDEZ. CASALS y CAPO-TE, 1970; «Gneisesde Abantos» PEINADO, 1973; «GneisesHomogé-neos» NAVIDAD, 1979) y si bien todos ellos coinciden en su origenmetagranítico,discrepanen cuantoa suedad;ligándolos unaparte deellos a un posibleciclo precámbricoy otros al ciclo hercínico.

2.3.2. LeucogneisesSon gneisescuarzo-feldespáticos,de color claro, con moscovitapre-

dominantementesobrebiotita y cuya foliación de tipo planar les con-

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fiere un aspectobandeadotípico. En general,carecende megacrista-les, si bien puedenaparecerfaciesglandulares,aunquede forma espo-rádica. Son frecuentesen ellos los nidos de turmalina y/o granatesorientadosconforme a la foliación que, en ocasiones,adquierenunadisposiciónradial dentro de cavidadesmiarolíticas.

Se encuentraampliamenterepartidosa lo largo del SistemaCen-tral disponiéndosecomo:

1. Faciesmarginalesde extensiónvariable asociadosa los orto-gueisesglandulares.Son frecuenteslos tránsitosgradualesen-tre ambasfaciesy ambostipos conformanlos amplios macizosque se localizan preferentementedentro del nivel metamórfi-co más profundo del SistemaCentral.

2. Potentescuerpos de extensiónvariable localizados,tanto entrelas series metasedimentarias(Sector de Buitrago: Mangirón,Garganta de los Montes; BISCHOFF a ¿it, 1973) como entrelas seriesvolcano-sedimentariasde la serie fémica glandular(sudestede Prádena:FUSTERy VILLASECA, 1979; sur de Se-govia).

3. Comocapasde pequeñoespesorquesedisponenen el ortogneiscomo intercalacionesconcordanteso como diques cortantes,pero siempre afectadospor la esquistosidadvisible en el gneis(SCHÁFER, 1969; GARCíA CACHO, 1973; NAVIDAD y LOPEZRAMOS, 1980).

Textualmenteestán formados por un mosaico granoblásticomuyorientado. En su composición figuran como minerales esencialesQ + Fk + Pl + Ms Bt Silí, como accesoriosAp. Zr. Turm. y blin-dadaen feldespatos,granateesqueléticode color oscuro y cordieritainestable. En ellos son frecuenteslas texturas igneas residuales(zo-nadode plagioclasas,texturasmicropegmatíticase idiomorfismo de loscomponentesaccesoriosZr, Ap).

Geoquimicamenteson facies extremadamenteácidas(5i02 — 5.6%,Na2O 3%) con corindón normativo, aunqueen proporción muy baja(1-2%). Su tendenciade variación es,en general,sílico-potásica(FUS-TER et al., en prensa),aunque también se encuentrandiferenciadossílico-sódicos(NAVIDAD y LOPEZ RAMOS, 1981; NAVIDAD y PEI-NADO, en prensa)como correspondea los últimos diferenciadosdesecuenciasmagmáticascon moscovita preponderante.

El significado genéticode estasfacies leucognéisicasse centra enuna problemática basadaen la interpretaciónde los materialesa losqueseasocian.

Con respectoa los ortogneisesglandularesexiste una doble inter-pretación:

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a) Los leucogneisesque aparecenemplazadosdentro de la zonade la sillimanita y queformanpartede los macizosde ortognei-sesglandularesse interpretan,como diferenciadosleucograní-ticos tardíos que también forma parte del cortejo filonianoacompañante.

b) Los leucogneisesque se presentancomo capasconcordantesodiscordantesentrelos gneisesglandularesde la zonade la dis-tena se interpretan,bien como diques aplíticos o pegmatítico-aplíticosque forman el cortejo filoniano acompañante(NAVI-DAD y LOPEZ RAMOS, 1981; NAVIDAD y PEINADO, en pren-sa),bien como metavolcanitasde origen riolítico (SCHÁFER,1969).

2.4. EDAD DE LAS LITOLOGÍAS SITUADA5 POR DEBAJO DE LA DISCORDANCIA

SÁRDICA

La edadde las seriesinfra-discondanciaque forman el núcleo del5. C. ha sido siempreobjeto de debatedebidoal carácterazoicode lasmismas.

La resoluciónde esteproblemase ha abordadoen diversostraba-jos apartir, siempre,de la correlacióncon seriesparecidasen otrossectoresde la cadenacon menor metamorfismoy en los que se con-servafaunapre-ordovícica.Una síntesisen este sentidopuedeencon-trarse en CAPOTE y FERNANDEZ CASALS (1975) y CAPOTE et aL(1977).

En principio la tendenciaha sido la de considerarquesólo existeuna única serie litoestratigráfica por debajo de la discordanciasár-dica, que se ha incluido unasvecesen el Precámbrico,otrasen el Pre-cámbrico y el Cámbrico y, finalmente,para algunos autores,exclu-sivamenteen el Cámbrico.

Los ortogneisesglandulares(GneisesGlandularesde la MorcueradeFERNANDEZ CASALS y CAPOTE, 1971; FormaciónGlandularHomo-géneade NAVIDAD, 1979) harían parte, bien de un zócalo infraya-centea la serieanterior o serían,segúnlos autoresde la publicación,cuerposintrusivosen dichaseriemetasedimentaria-metavolcánicaem-plazadossimultáneamentecon el vulcanismoo con posterioridadaél.También se considerala existenciade diferentescuerposde gneisesglandularesdentro de la Formación Homogéneaen los que estaríanrepresentadosvariasde las situacionesapuntadas.

El probable carácterdistintivo de la Serie Fémica Heterogénearespectoa la SerieSuperior,queya fue puestode manifiestopor SANMIGUEL y FIGUEROLA(1960) en el núcleo de Santa María de la Ala-meday que planteala existenciade másde un tramo de rocascarbo-

27

EflUID2 3

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ño. 1.—Esquematitoesitraíigráfico. 1. Gneises glandulares—2.Leucogneises.—3. Granitoides tardibercínicos.—4.Serie fémica heterogénea.—5.Metasedimen-tos preordovícicos.—6.Tremadoc—7.Skiddaviense.—8.Llandeilo.—9. Silúrico.—10. Carbonífero—li. Sedimentospostpaleozoicos.—12.Formación volcanosedi-mentaria(«Ollo de Sapo4—13.Oneisesde Riaza-Nazareth.—B:Buitrago—FE.:El EscoriaL—H: Hiendelaencina.—L.C.:La Cafiada.—M: Miraflores de la Sie-rra.—R: Riaza.—S: Segovia—VM.: Vegasde Matute.

natadasen el Sistema Central, abre nuevasperspectivaspara la da-tación de los materialessituados por debajo de la Discordanciasár-dica.

3. METAMORFISMO

El metamorfismo de la Sierra de Guadarrama es de carácter pluri-facial y polifásico> desarrollándoseen dosfasessucesivas(M1 y M2) decaracteresbáricos diferentes (PEINADO, 1973; FUSTER et al., 1974).La primera es de menorgradientegeotérmicoque la segunday se ponebien de manifiesto al E de una dirección submeridianaSomosierra-Honrubia, donde se desarrolla la siguiente succsiónmineral de afini-

— LEYENDA

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ESCALA ORAPICA.

28

dad Barrowiense: pirofilita-almandino-cloritoide-estaurolita-distena-5i-llimanita (Fig. 2).

La existencia de pirofilita y/o paragonita en los tramos metapelí-ticos del Ordovícico, Silúrico y Devónicoha sido puestade relieve re-cientementepor APARICIO y GALAN (1980), definiendouna zonadegrado metamórficomuy bajo enel sectorOriental.

El cloritoide sólo apareceen los tramosmás madurosdel Ordoví-cico y Silúrico, debidoa condicionescomposicionales,y no existesinpirofilita ni silicatos alumínicosen los tramosordovicicos. Las para-génesispresentesen el Ordovícico y Silúrico correspondenaun gradometamórficobajo dondeel cloritoide presentaun período de blastesisfundamentalmenteinterfásica (F,-FO?).

El granatealmandinohace su aparición desdegradometamórficobajo en la zonadel cloritoide, e incluso con caracterestempranosres-pecto a estemineral, puesexistenvariedadessin-Fi (GARCíA CACHO,1973). Se mantiene estable hasta la zona de la sillimanita de gradomedio, definiendo un área de aparición de considerableanchura.Sublastesis parece no sobrepasar períodos de interfase.

El tránsito de grado bajo a grado medio se realizaa travésde laisogradade la estaurolita.Estetránsitotiene carácterligeramentedis-cordanterespectoa los límites litoestratigráficos,pues mientras queal 5 se verifica haciala basedel Ordovícico inferior (Puerto de la Hi-ruela), en el sectorseptentrionalde Riaza se realizaen niveles superio-resa la CuarcitaArenigiense.Por otra parte,el carácterdeslizantedela transformacióncloritoide-estaurolitaprovoca la apariciónde unaestrechabandade coexistenciade ambosmineralescon relacionestex-turales de inclusión mutua.La estaurolitase formó desdeun períodotardi-Ft, fundamentalmenteen la interfase,hastafasesde crenulación(FrF3)? Define una zonade apariciónrelativamenteancha,coexistien-do con otros minerales, tales como almandino,distenao sillimanita,fuera de su zonaestricta.

La distenaapareceen unaestrechabandadondecoexistecon estau-rolita y sillimanita, aunqueesteúltimo mineral se forma con frecuen-cia a sus expensas(CACHO, 1973; ARENAS et al., 1980). LOPEZ RA-MOS y NAVIDAD (1981>citan distenainterfásicatransformándoseensillimanita, en las áreasde grado medio de El Vellón-Pedrezuela.Lablastesisde distenaes de carácterinterfase,mientrasque la sillimani-ta, tardía respectoaella (a expensasde la queprocedeparcialmente)llegaría incluso a caracteressintectónicos(sin-F2) inequívocosen lasvariedadesfibrolíticas asociadasa bandaslepidoblásticasbiotíticas,dondese generaapartir de éstas.

Así, pues,se defineunazonade la sillimanita en el grado metamór-fico medio, inmediatamenteal W de las isogradasde desaparicióndedistenay estaurolitea,subcoincidentes,y en lacual, comoapuntábamos

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anteriormente,el granatealmandino muestraindudablessíntomasdedesestabilización,transformándosefundamentalmenteen biotita, pía-gioclasay sillimanita (GARCíA CACHO, 1973).

En el sector de Hiendelaencinalos caracteresmetamórficossonequivalentes,pero existe una gran dificultad para estableceruna zo-neografíade minerales tipomórficos, debido a la escasezde meta-sedimentospelíticos en grado medio y al predominioen estazonadeortogneisesy formacionesglandularesde tipo «ollo de sapo».Sin em-bargo, se han apreciadosucesionesde pirofilita-cloritoide-almandino-estaurolita-distena-sillimanita,en todo semejantesa las zonasanterior-mentetratadas(SCHAFFER, 1969; BASCONESet aL, 1978; APARICIOy GALAN, 1980; NAVIDAD y PEINADO, 1981).

En el resto del sector,fundamentalmenteen las zonasde alto gra-do, definidas por la ausenciade moscovitaprimaria en las paragé-nesisminerales(zonasal W del meridianoaproximadode Somosierra-Buitrago) aparecetambién una asociaciónmineralógicade tipo dis-tena-almandino,pero con carácterresidualy muy transformadaa mi-neralestipomórficos sin-F2 de másbajapresión: andalucita-cordierita.La apariciónesporádicade mineralestipomórficos de más alta pre-sión, con caracteresrelictos es abundante (PEINADO, 1973; BIS-CHOFF, 1973; NAVIDAD y PEINADO, 1977, y KILMURRAY, 1978).Se ha citadofundamentalmentedistenay almandino,pero se ha com-probado también la aparición de estaurolitamás esporádicaen LaCañada(LOPEZ RUIZ et al., 1975) y en Peñalara(CASQUET y TOR-NOS, 1981), y sillimanita prismática(VILLASECA c. p.) en materia-les metapelíticos.La presenciade esta mineralogíarelicta se observade forma sistemáticaen materialesfundamentalmenteparaderivados,o en intercalacionesmetavolcaníticasasociadasa ellos(gneisesglandu-lares fémicos. NAVIDAD y PEINADO, 1977), así como en las áreasesquistosasen general.La apariciónde estosrelictos no se realizase-gún zonas lineareso cinturones,sino que se encuentrandispersosentodoel paquetesedimentarioy fundamentalmenteen los afloramientosde SerieFémicaHeterogéneaque de forma discontinuaaparecenen-tre las grandesmasasgneísicascuarzo-feldespáticasque carecendeestamineralogíarelicta.

Así, pues,existen característicasde presión intermediaen los sec-toresde grado medio de Somosierra,Hiendelaencinay El Vellón queno hansido sustancialmentemodificadosporla fasemetamórficapos-terior de más baja presión (M-2). Se planteaentoncesel problemade si todas estasmanifestacionesde tipo distena-almandinoson o nocorrelacionablestemporalmente.Los datos texturalesdetalladosper-miten por ahora suponerunamisma etapametamórficade presiónintermedia (M-1) equivalentetemporalmentepara todo el sector es-tudiado de la Sierra de Guadarrama.

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La segundaetapametamórficaes de tipo andalucita-cordieritay alcontrario de la anteriorestásuficientemente extendida en el Guadarra-ma Occidental y Central de maneraque oblitera casi totalmentea laprimera. En el sector Oriental los efectos de esta segundafase sontambién evidentes,si bien en una intensidad menor. Así, se atribuyea esteeventola formación de andalucitaa expensasde distena,tantoen roca como en venasde segregación,y la neoformaciónde andalu-cita en venaspor encimade la isogradade la distena(ARENAS, 1979,y ARENAS et al., 1980). A estesegundoprocesoestánligadas las blas-tesis de estaurolitay sillimanita sin-M2 ya citadasanteriormenteparaeste sector. Sus efectos no se han observadoen el extremo oriental(Hiendelaencina),aunquepuedenasociarsea esteprocesoneoformacio-nes de biotitas. Respectode la segundafase sin-metamórfica,en lossectorescentro-occidentalesexisteunazoneografíade grado bajo conandalucitaen el sectorde Cebrerosy partemeridional del afloramien-to de El Escorial, seguidade una zonacon cordierita-sillimanita-mos-covita a la que sigue,a suvez, otra con ausenciade moscovita,que esla predominante.Esta mineralogíade baja presión se superponey ge-nera en parte a expensasde los mineralesresidualesde la primerafase.Así la cordierita, que se forma tambiéna basede biotita, se cons-tituye a partir de granatey esporádicamentede estaurolita; la anda-lucita senucleatambién a expensasde biotita, distenay sillimanita.

Es evidente, pues,- la superposiciónde dos procesosque se hanoriginado ambosen la orogeniaHercínica (PEINADO, 1973; FUSTERet al., 1974). Datos recientesde otras áreas del Cinturón HercínicoEuropeoponende manifiesto tambiénla presenciade unaprimera fasecuyo momentode culminación seríade 370 m. a., datadaen el sectorfrancés(KORNPROBSTet al., 1980) también con caracteresde diste-na-almandino;seguidade otra de presiónmoderadade edadestricta-menteHercínica(300 m. a.). El cambio de gradiente puedeestarcon-dicionado por la intrusión de masas de granitoides de caráctersin-intercinemáticohoy día afectadosy deformadospor la segundafasede deformacióny siguientes(NAVIDAD y LOPEZ RAMOS, 1981).

En las zonas de alto grado se alcanzacon el clímax metamórficode la segundafase la aparición de cuerpos anatécticosextravasados.BARD eÉ al. (1970) situaron en esteperíodo la aparición de granulitasde baja presión con hiperstena(citada inicialmente por HEIM, 1952),hechoque no se ha confirmado. La aparición de granitoides anatéc-ticos con cordierita (que en este sector de la Sierra de Guadarramaprovocana vecesestructurasmigmatíticasde tipo estictolítico) comocuerposde carácterfinimetamórfico se presentacon asociacionesmi-neralesde tipo cordierita-andalucita(FUSTER y VILLASECA, 1979)y no se ha encontradopor el momentotipos granulíticos.

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4. LAS ROCAS PLUTONICAS TARDIHERCINICAS EN EL SECTORCENTRO-ORIENTAL DEL SISTEMA CENTRAL ESPAÑOL

Estecapitulo se refiereesencialmenteal plutonismode etapaspost-metamórficasy postcinemáticaso al relacionadocon los momentosmás tardíosde estasetapas.No se incluyen aquí las manifestacionesplutónicas pre e intrahercínicasni los fenómenosanatécticosrelacio-nados con las etapasde clímax metamórfico,que conducena la for-maciónde fundidos anatécticosque se emplazancon carácterautóc-tono o para-autóctonocon relacióna los gneisesde alto grado de losque proceden.

Desdeel punto de vista composicional,en la mitad oriental del Sis-temaCentral Español,las rocas plutónicas más ampliamenterepresen-tadassongranitoidesbiotíticos, siendomuy escasosvolumétricamentelos tipos relativamentebásicoscon ellos asociados.

En este capítulo se expondránlos caracteresprincipales de estosgranitoides,remitiendo al lector para otros aspectosa los trabajos deCAPDEVILA et al. (1973)y APARICIO a al. (1975). En la Figura 3 serepresentaun esquemade la distribución de los plutones graníticosen la mitad oriental del SistemaCentralEspañol.

4.1. ESTRUCTURACIóNINTERNA

Como resultado lógico en relación con el carácteresencialmentealóctonoy postcinemáticode la mayoría de las rocas graníticas dede este sector, su fábrica es esencialmenteisótropa. No obstante,ysobretodo en las proximidadesde los afloramientosmetamórficosmásoccidentales(El Escorialy La Cañada)aparecenfacies orientadas,,conla estructuracióndefinida por la orientación de las micas, los mega-cristalesfeldespáticosy los enclaves.Es relativamentefrecuenteen es-tos casos que los enclavesmicrogranularespresentenorientación in-terna de los elementosminerales.

Las causasa que obedeceesta estructuraciónson complejas,y noresultanexplicablespor la aplicación de un mecanismoúnico. Puededebersea la existencia de fenómenosdeformativos por procesosdeintrusión forzadaal flujo magmático muy viscoso, o a la contempo-raneidadde la intrusión con las últimas etapasdeformativas.Por tan-to, puedenencontrarseen unos casospredominio de orientacionesmecánicaso en otros, simples orientacionesde elementosmineralesoenclavessin ningún efecto deformativo.

En los sectoresmás orientales,el conjunto es predominantementemás isótropo, aunque hay casosen algunos de los escasosgranitoi-des de dos micas, como el granitoide de los Remedios (G. DEL TA-NAGO, 1981)y el granitoidede Torrecaballeros(FUSTER y VILLASE-

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CA, comunicación oral) con orientaciones de flujo y cataclásticas de-bidas a las fases tectónicaspóstumas.Tambiénse encuentranalgunospequeñoscuerposde composicióndiorítica cuya intrusión ha sido decarácterintracinemáticoque presentanun fuerte esquistosamientoenlas zonasmarginalescomo, por ejemplo,en las dioritas de El Caloco(Paradas4-1 y 4-2 de la excursión)y en las dioritas del Macizo deLa Cañada.

4.2. RELACIÓN CON LOS MATERIALES ENcAJANTES. METAMORFISMO DECONTACTO

Las relacionesde los materialesplutónicos tardihercínicoscon elconjunto metamórfico encajante son esencialmentede carácterdis-cordante, no existiendo concordanciamás que de forma aparenteyen casosmuy limitados.

El gradometamórfico de los materialesencajanteses bastanteva-riable, encontrándoseintrusionesen rocas de bajo, medio y alto gra-do. Las litologías estánrepresentadasfundamentalmentepor pizarrasy esquistospelítico-grauváquicosy diversasvariedadesde gneises.

Los efectos del metamorfismo de contacto producidos por estasintrusiones son muy variables y dependenen gran manerade la lito-logía y del gradometamórfico de los materialessobrelos queintruyen.

Las manifestacionesmás espectacularesse producen sobrelos ma-terialespizarrosos,sobrelos que se desarrollanaureolascon pizarrasmosqueadasy nodulosas(afloramientos septentrionalesde la provin-cia de Avila, Sta. M. La Real de Nieva). Estas moscasy nódulos, se-gún los casos,puedencorrespondera neoformacionesde andalucita,cordierita o biotita.

Los efectosson menos ostensiblescuandola intrusión afecta a ro-cas de más alto grado, esquistosy gneises,y aunqueen los primerostambién puedenproducirsetexturasnodulares,éstassólo se desarro-llan en contadasocasiones.En el casode los gneiseslas únicasmodi-ficacionesobservablesen las zonasde contactose traducen,en la ma-yoría de los casos,en un aumentode la densidadde la red filonianaaplítico-pegmatíticacortante.

Desdeel punto de vista mineralógico, las transformacionesobser-vadasse puedensintetizar en dos apartados,uno en el que agrupamoslos mineralesneoformadosy otro en el que se incluyen las desestabi-lizacionesminerales.Dentro del primer grupo se han observadoneo-formacionesde sillimanita, andalucita,cordierita, biotita, feldespatopotásico,corindón, espinela,opacosy moscovita.En el segundogruposeincluyen las desestabilizacionesy reaccionesde destrucciónde mos-covita, biotita, granate,estaurolitay silicatos de aluminio.

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A estaserie de reaccionesmetamórficashemos de sumar los efec-tos metasomáticosdebidos a aportesmateriales en relación con lasintrusiones,patentesen turmalinizaciones,fosfatacionesy feldespati-zación a muy pequeñaescalasobreel encajante,así como degradacio-nes y alteracioneshidrotermales y limitados desarrollos de skarnssobrerocas carbonatadaso metabasitas.

Las anterioresobservacionesson esencialmenteaplicablesa las in-trusiones de granitos a granodioritasbiotíticas. Para las escasasma-nifestacionesde granitos tardíos de dos micas, los efectos térmicosson mucho más reducidoscomo correspondea una menor tempera-tura de intrusión, perosí, en cambio,son mucho más importanteslashidrotermalizacionessobre el encajante,fundamentalmentela turma-linización.

Las observacionessobre el metamorfismo de contacto asociadoalos granitoides biotíticos indican unos rangos de presión que osci-lan entre 1,7 y 3 Kb y temperaturasentre5SYC y 7000C.

Las relacionestexturalesde los mineralesneoformados,en generalevidencian un caráctermuy tardío con superposiciónal resto de lastexturas observablesy generadasen los procesosregionales.En al-guna ocasión,y generalmenteen relación con los granitoides estruc-turados,puedellegar a observarseuna ligera orientación o deforma-ción de los mineralesde contacto que puededebersea ligeras defor-macionescausadaspor el empuje de los granitos o bien simplementea crecimientosmiméticos sobre una matriz orientada.

4.3. LITOLOGíA Y MINERALOGÍA

A pesar de la gran abundanciade manifestacionesplutónicas, elespectrocomposicionalde la mayor partede estasrocas es muy limi-tado, quedando esencialmentecircunscrito a tipos graníticos, ada-mellíticos y granodioríticos.

Las rocas más básicas(tonalitas y cuarzodioritas)se encuentranen proporciones muy limitadas y formando pequeñosmacizos queen rarasocasionessuperandimensioneshectométricas.Tambiénse en-cuentran constituyendo los enclavesmicrogranularesen otras rocasgraníticas o en facies marginalesbásicasde plutonesgranodioríticos(FUSTER y RUBIO, 1980). Con carácter muy restringido se encuen-tran algunas rocas dioríticas (El Caloco y el macizo de La Cañada),formando intrusionesde muy pequeñotamaño.

Los tipos más ácidos de esta familia plutónica corresponden agranitoides leucocráticosde grano fino y aplíticos. Se suelen encon-trar formando diques o masasde diverso tamaño que puedenpre-sentar relacionestransicionaleso bruscascon los granitos regionalesdc granomás grueso.

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La mineralogíaen generales bastantemonótona,encontrándoseelcuarzo, la plagioclasay la biotita en prácticamentetodas las litolo-gías. El feldespatopotásico puedellegar a faltar en los tipos tona-líticos y en los términos más básicos,siendo en éstos frecuente laaparición de anfíbol acompañandoa la biotita. En las cuarzodioritasy dioritas puedellegara aparecerclinopiroxeno de carácterdiopsidico.

La aparición de moscovita en los granitoidesdel sectormás orien-tal, generalmentetiene lugar en proporcionessubordinadasy con ca-racterísticaspostmagmáticas,restringiéndose,sobre todo, a los gra-nitoides más diferenciadosde carácteraplítico.

Al Oestedel Macizo de La Cañada,y a partir de la zona de laSierradel Valle, ya esmásfrecuentela aparición en proporcionescon-siderablesde granitoides que puedenconsiderarseestrictamenteco-mo tipos de dos micas. Estosgranitoides se ajustan a las caracterís-ticas de los granitoides alcalinosde CAPDEVILA et al. (1973)y corres-pondena los granitos de tipo «5» de CHAPPELL y WHITE (1974).Por el contrario, los granitos tardíos predominantesal este del Ma-cizo de La Cañadapresentan,en su mayor parte, las característicasde los granitoides híbridos calcoalcalinosde los primeros autoresode los granitos de tipo «1» de los segundos.

Respectoa los minerales accesorios,generalmentese encuentranturmalina y silicatos de aluminio como mineralestípicos de los grani-tos de dos micas,mientrasque la esfenay la allanita soncaracterísti-cos en algunasde las facies de los granitoidesbiotíticos.

En susaspectostexturales,los granitoidesde tipo 1 (calcoalcalinoso biotíticos> en este sector son predominantementerocas de granomedio o gruesoen las composicionesgraníticasa granodioríticas,pu-diendo presentartodas las transicionesdesde facies porfídicas conproporcionesde megacristalesde feldespatopotásicomuy variables a

facies equigranulares. Las rocas más básicas son de menor tamaño degrano (medio -o fino> y no presentancarácter porfídico. Los tiposmás diferenciadosson generalmentede carácteraplítico o de granofino, aunque en ocasiones pueden presentar un grano muy gruesodecarácter casi pegmatoide.

Los granitos de dos micas (tipo 5 o alcalino) por lo generalpre-sentancaracterísticastexturalesmásheterogéneas.En los escasosaflo-ramientosal este del Macizo de La Cañadason predominantementeaplitoideos,pero con tendenciaa fuerte variacióndel tamañodel gra-no en transición a texturaspegmatíticas.Al Oeste,la variación tex-tural es mayor, encontrándoseademásgranitos muy densamentepor-fídicos, con tamaño de fenocristales,generalmente-homogéneos~--perobastantevariable dentro de la homogeneidady con frecuenteorienta-ción fluidal. También son frecuentesen los tipos leucocráticos, lapresenciade nódulos y nidos de diversosminerales(biotita, turmali-

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na, cordierita,moscovita...),pero su distribución sueleser muy irre-gular y esporádica.

Con independenciade los tipos petrológicosmencionadosy directa-mente en relación con fenómenosde fracturación tardía se encuen-tran las rocas episieníticas.Estas rocas se general por pérdida decuarzo en conexión con el procesode fractura, adquiriendo la rocauna fuerte tonalidadrosáceay siendoeste fenómenoacompañadodeuna intensacloritización y epidotizaciónde biotita y plagioclasa.

Las manifestacionesfilonianas acompañantesdel plutonismo tardi-hercínico estánconstituidasfundamentalmentepor pórfidos, lampró-fidos, aplitas,pegmatitasy diques de cuarzo. Esta actividad filonianase encuentraen relación con interferenciasentre fenómenosde frac-turación distensivay las distintas etapasdel plutonismo (o bien sinrelación genéticadirecta, como en el casode los lamprófidos).

Aunque la mayoría de estasrocas filonianas puedenasociarsein-distintamentecon cualquierade las dos familias (tipos «1» y «5») re-sulta más frecuentela asociaciónde pórfidos con los granitos y gra-nodioritasbiotíticas, mientrasque,por el contrario,se encuentraunamayor abundancia y desarrollo de las pegmatitas con los granitos dedos micas, lo que concuerda plenamente con las característicasgene-ralesdefinidasparaestostipos de granitos.

4.4. EVOLUCIÓN PErROL4iCIcA Y GEOQUÍMICA. DATOS RAiMOMÉTRICO5

Las tendenciasevolutivasgeoquimicasencontradasparalos elemen-tos mayoritarios en las rocas graníticas de este sector son relativa-mentesimplesy típicas de seriesplutónicas calcoalcalinasde carácternormal. El espectrode variación es poco amplio, dada la escasare-presentaciónde rocasbásicas.

Salvo en limitadas ocasionesno se alcanzanvalores inferiores al54% de 5i02, oscilando los valores más frecuentesentre63 y 76%.

El comportamientode los elementosmayoresfrente a los paráme-tros de diferenciaciónes muy sencillo, con aumentosde 5i02 y K20y disminucionesde Fe2O3+ MgO, CaO y TiO2, mientras el resto delos elementosevolucionade forma menosdefinida.

Respectoa los elementostraza más significativos, se observanin-crementos de Cs, Rb, Pb y Th y disminución de Ba, Sr y Zr, si bienel Ba sueletener comportamientosmás complicadosen los términosbásicos.Las relaciones Ga/Al, Sr/Ca y Mn/Fe a aumentar paralela-mente a la diferenciación, mientras que la relación K/Rb presentauna firme disminución en el mismo sentido.

En sus líneas fundamentalesla evolución de los elementosmayo-res y traza se explica para los granitos de la seriebiotítica («1») porun procesonormal con cristalización en los estadiosiniciales de pía-

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gioclasarelativamentebásica,biotita y proporcionessubordinadasdeanfíbol (y clinopiroxeno)con la consiguientederivación de fundidosenriquecidosen cuarzo, feldespatopotásico y plagioclasamás ácida.La variabilidad de los magmas iniciales queda condicionadafunda-mentalmentepor las condicionestermodinámicas,gradode fusión par-cial y disponibilidad de Pto. sin olvidar las heterogeneidadesdel sus-trato generador.

Las tendenciasevolutivas geoquimicasen la serie de granitos dedos micas son más complejas,debido, en gran parte, a su caráctermásrico en volátiles y a la problemáticaque introducela cristalizaciónde la moscovita.

En esta seriepredominanlos tipos ácidosy se observaunamayorriqueza en potasio y en los elementosalcalinos asociados,así comouna mayor proporción de corindón normativo en la norma CIPW. Apesarde estasdiferencias,a la horade considerarel conjunto de datosdisponiblesen el SistemaCentral, se apreciaun completosolapamien-to de estos valores, con transicionesgradualesque no permiten sudiscriminación en base a estos criterios geoquimicosconsideradosaisladamente.

La secuenciade emplazamiento,apesarde serproblemáticapor lamultitud de superposicionesentre las diversas unidadesintrusivas,puedeestablecerseen el sentido de una cierta precocidadde los tiposmás básicos(dioritas) que puedenincluso estar esquistosadas.Pos-teriormenteintruirían las tonalitas y cuarzodioritascon muy escasodesfaserespectoa las granodioritasy adamellitasporfídicasy no por-fídicas y, por último, los granitos de grano medio-gruesoy los gra-nitos aplíticos. Esta secuenciaválida para el sectoren líneas genera-les puedecarecer de validez al intentar aplicarla a las unidadesin-trusivas con criterios más locales.

Al consideraren esta secuenciaa los granitos tardíos de dos mi-cas,en el sectormás oriental seobservaque sonprecocescon respectoa los granitos calcoalcalinos más próximos. Al oeste del Macizo deLa Cañadase encuentranintrusionesde granitos de dos micas sobregranodioritasbiotíticas porfídicas, careciéndoseaún de datos con lasuficientedensidadpara reconstruir en estesectorde maneraprecisala secuencíade procesosintrusivos.

Los datos de cronologíaradiométrica en el conjunto plutónico nosrevelan, para los granitos biotíticos, unas edadesque oscilan entre310 m. a. (VJALETTE, com. personal) y 250 m. a. (MENDES a al.,1972), con unas relaciones iniciales 875r/865r que no permiten por suescasezy dispersiónprofundizar sobre las hipótesis genéticasrefe-rentesa estosgranitos.

Las discusionessobremodelosgenéticosen relacióncon esteplu-tonismo se salen de los objetivos de esta memoria, quedandoremí-

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Fm. 3.—Esquemade distribución de las rocas plutónicas ¿ardihercínicas. B:Buitrago del Lozoya.—E.E.: El Escorial.—L.C.: La Cañada.—M: Miraflores dela Sierra.—S: Segovia.—V.M.: Vegas de Matute.

tido el lector a los trabajosde SAN MIGUEL el al. (1956); FEBRELel al. (1958); BARD el al. (1970); CAPDEVILA et al. (1973); FUSTERet al. (1974); APARICIO et al. (1975) y BELLIDO (1979).

5. TECTONICA

La estructura fundamental del SistemaCentraleshercínicay estádesarrolladaen varias fasesde plegamiento.Sin embargo,existenda-tos que prueban la existenciade movimientos tectónicosprehercíni-cus. Estos últimos no tienen un impacto importante sobrela geome-tría de la estructura,pero su existenciaresulta importante, desdeelpunto de vista litoestratigráfico. Finalmente, se deben destacarunaserie de movimientos tectónicosposterioresa la orogeniahercínicaprincipal, quedieron lugar a unatexturade fallas relacionadacon laetapaprincipal de emplazamientode cuerposgranitoides y que puedeasignarsea movimientos tardihercínicos.

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En la Figura 4 se diferencian los principales conjuntos estructura-les y se da la situación de los cortes tectónicosque explican las de-formacioneshercínicasmayores.

5.1. MoVIMIENToS PREHERCINICOS

511. El problemade los movimientosasinticos

En algunasde las descripcionesestratigráficasdel SistemaCentralse ha supuestouna discordanciaentre el complejo de gneisesglan-dularesmás profundo y las formacionespreordovícicasque se le su-perponen.Así, CAPOTE (1972 y 1973) supone que ciertas facies degneisesglandulares,masivosy con xenolitos, en La Cañada(SectorOccidental) podrían representar un zócalo granítico separadomedian-

te una discordanciade la parte inferior del «complejo gneisico basal»constituidapor gneisesglandularescon intercalacionesde leucbgneisesque pasaríanhacia arriba, con continuidad, a metasedimentosesquis-toso-grauváquicoscon calizas.

FERNANDEZ CASALS (1974 y 1976) en el Sector Central suponetambién una discontinuidadentre los gneisesocelarescon xenolitos(GneisesMorcuera M1) y la formación de gneisesmicroglandularesque se le superponey queconstituye la basede la formación de pa-ragneisescon anfibolitas (Gneis Buitrago). El gneis ocelar gruesore-presentaríaen su opinión un zócalo granítico sobre el que se apoya-rían productosclásticosmás o menos gruesosasociadosa materialesvolcánicosácidos,pasandohacia arriba a pelitas, samitasy carbona-tos. TORNOS (1981) encuentratambién argumentosque apuntanha-cia la existencia de esta discordanciapre-sárdica.Bajo ella estaríanno sólo los ortogneisesglandulares de tipo Morcuera, sino tambiénuna serie litoestratigráfica volcano-sedimentaria(Serie HeterogéneaFémica: Ver capítulo 1) con abundantesmármoleshacia el techo.

Parael SectorOriental, GONZALEZ LODEIRO (1981) deduceunadiscordanciaentre la formación Hiendelaencina(Gneisesglandularesgruesosyfinós; ÉqúíVáléñfeáál«Ollo de Sapo»)y los metasedimentospreordovícicos(«FormaciónCardeñosa»),dado que estasúltimas seapoyan en el área de Hiendelaencinadirectamentesobre las faciesglandulares,sin que entreellas se interponganlas facies«Ollo de Sa-po» finas microglandulares,que en la misma región de Hiendelaen-cina afloran bajo el Ordovícico. En este supuestola discontinuidaden el área de Buitrago (SectorCentral) estaríaentre el Gneis Buitra-go y el GneisMorcuerade faciesfina.

La cronologíade estadiscontinuidaddependede las edadesde losgneises glandulares y de los metasedimentosque los recubren.Aun-queCAPOTE (1972)y FERNANDEZ CASALS (1974) inicialmenteasig-

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naron una edadCámbrico inferior a las formacionestardihercínicasmetasedimentariassupradiscontinuidad,posteriormentese inclinarona una edadmás antigua, precámbrica.GONZALEZ LODEIRO (1981)correlacionaestasseriescon la «FormaciónCándana»inferior del NWde la Península,incluyéndolas,por tanto, en el Cámbrico inferior. Eneste caso, y puestoqueel gneis glandular de Hiendelaencinaes pre-cámbrico,la discordanciaseríaasíntica,equiparablea la que se en-cuentraentre Cándanainferior o fien—ería y las seriesprecámbricasde Villalba o del Narcea,respectivamente.

En todo caso, y según los datos hastaahora disponibles,los mo-vimientos responsablesde estadiscordanciano dieron lugar a estruc-turas penetrativasni a metamorfismo.

5.1.2. Movimientossárdicos

Entreel Ordovícicoy su sustratoexisteen el SistemaCentralunadiscordanciaequivalentea la queexisteen todala Zona Centro-Ibérica.

La intensadeformación hercínica,dificulta el reconocimientodeesta discordancia.Sin embargo,diversoscriterios han servido parareconocerla,tanto en el sector oriental como en el occidental:

— Presenciade un conglomeradode baseordovícico en Muñico(Avila), formado por gruesos clastos de cuarcita (CAPOTE,1972).

— Carácterconglomeráticode las capasinferiores del Ordovícicoen Hiendelaencina,con clastosde cuarzosazules,plagioclasasy feldespatos procedentes del «Ollo de Sapo» (SOERS, 1972).

— Discordanciacartográficaen Hiendelaencinaque demuestraunacierta discordanciaangular(GONZALEZ LODEIRO, 1981)entre«Ollo de Sapo»y Ordovícico.

No es posiblereconocercon precisión la naturalezade estosmo-vimientos sárdicosy únicamentees seguroque no dieron lugar a es-tructurasmcnorespenetrativasni a metamorfismo.Probablementeseprodujeronmovimientosverticalesimportantesacompañadospor sua-ve plegamientoy erosión que desmantelóparte de la serie, con loque el Ordovícico se apoya sobre diferentes formaciones preordo-vícicas.

5.2. DEFORMACIONEs HERCINICAS

5.2.1. Generalidades

La OrogeniaHercínicase desarrollóen varias fasesde plegamien-to y cabalgamiento,cuya interferenciadeterminauna macroestruc-

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tura compleja. También abundantesmicroestructuras(micropliegues,esquistosidad,lineaciones,boudinage)se generaronen las rocas du-rante estasdeformaciones.

Un primer esquema,comprendiendodos fasesde plegamiento,lasmismas descritaspor MATTE (1968) en el NW de la Península,fuepropuestopor BARD et al. (1970). Posteriormentese han elaboradomodelos con tres fases principales (FERNANDEZ CASALS y CAPO-TE, 1970; CAPOTE y FERNANDEZ CASALS, 1971; BABIN, 1971; CA-POTE, 1972, 1973; SOERS, 1972; CASOUET, 1975; FERNANDEZ CA-SALS, 1976, 1979; GONZALEZ LODEIRO, 1981).

En conjunto para todo el SistemaCentral se puedeadmitir la su-cesión de tres fases principales de deformación seguidas de otrasetapas,menos importantes, de deformacionestardías. Las dos pri-merasfasesestánrelacionadasen el tiempo con el metamorfismore-gional, mientrasque la terceraes,en la mayor partedel SistemaCen-tral, postmetamórfica,si bien en los niveles más profundos continúouna cierta recristalización.

La primera fase es la que da lugar a las deformacionesprincipa-les y a la esquistosidadprimaria (Si). Su vergenciaes hacia el NEo E y su dirección es entre NW-SE a NNW-SEE, aunquelocalmentees modificadapor las fasesposteriores.

La segundafasede deformaciónsiguió, en cieno modo,al plan ge-neral de movimiento de la primera en cuanto a vergenciay direc-ciones y por ello ha sido a veces consideradacomo una prolonga-ción de la misma. Sin embargo,una diferencia esencial es la exis-tencia en esta fase, de grandescabalgamientosdúctiles (CAPOTE,1972; CAPOTE y FERNANDEZ CASALS, 1975; CAPOTE et al., 1977;FERNANDEZ CASALS, 1976, 1979; GONZALEZ LODEIRO, 1981), queoriginan grandesunidadesalóctonas.La deformación es más intensapor cizalla simple en las inmediacionesde los cabalgamientosy enellos, sobre todo en los niveles profundos, la esquistosidadprimariaes borradapor la segunda,SS.

La tercerafase cambiadrásticamenteen cuanto a su plan gene-ral. Retrovergentey de dirección a veces contrastada(cambia deN-S a NNE-SSW y, finalmente, a NW-SE en las áreasoccidentales)modifica en gran parte la orientación de las estructurasanteriores;sus efectos,en cuanto a microestructuras,son mucho menos inten-sivos.

5.2.2. La macroestructura

La geometríade las macroestructurases más fácil de definir enlos sectoresoccidental y oriental, debido a la menor intensidad demetamorfismo y, sobre todo, a la presencia de formaciones cuar-

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Fío. 5—Cortesestructuralesen las lineas marcadasen la FIGuRA 4. AA: Estruc-turas tipo «tete plangeante»en Muíiico.—01: Tremadoc-Arenig.---02: Llanvirn-Llandeilo (segúnCAPOTE, 1972)—BE’: Corteen Ojos Albos—O y 0~: Tremadocy Arenig.—03: Llanvirn-Llandeilo.—M: Oneisesglandularesy bandeados(segúnCAPOTE, 1972 y 1973)—CC: Cabalgamientosde SantaMaría de la Alameda.—M: Gneisesglandulares—NG:Oneisesbandeadoscon calizas—O,,02 y O,: Planosde cabalgamiento(segúnCAPOTE y FERNANDEZ CASALS, 1975).—DD’: Corteesquemáticodel sector oriental—FE: Palía de Berzosa.—C.H.:Cizalla de filen-delaencina (segúnGONZALEZ LODEIRO, 1981).—EE’: Corte en Berzosa.—0,0~ y 03: Ordovícico.—NB: GneisesBerzosa.—B:GneisesBuitrago (segúnCAPOTEel al., 1977)—En todos tos cortes 5,, 5, y 5, esquistosidadde primera, segunday tercerafase.

E

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cíticas del Ordovícicoy/o Silúrico quesirven como gulaparadibujarla estructura.En el SectorCentral, dondeestascircunstanciasno sedan, la macroestructuraes, en general,peor conocida.

En las figuras 4 y 5 se esquematizanlas grandesestructurasallídondehan sido definidas y se muestranalgunoscortes estructurales.

En el SectorOriental la estructura,analizaday descritapor GON-ZALEZ LODEIRO (1981), comprendeuna secesiónde plieguesde pri-mera fase (Fig. 5) vergentesal Este, con plano axial relativamenteerguido y deformadospor pliegues de tercera fase, cuyo plano axialbuza al Este, dandolugar a un diseño de superposicióndel tipo 3de RAMSAY. El conjunto está suavementedeformadopor una cuartafase tardía de dirección NNW-SSE (SOERS, 1972; GONZALEZ LO-DEIRO, 1981), que al interferir con las estructurasanterioresdeter-mina la geometríadel domo de Hiendelaencina.

Según GONZALEZ LODEIRO (op. cit.) la estructura en Hiende-laencinaestá formadapor un pliegue tumbado de primera fase, encuyo flanco inverso se aprecianlos efectos de una zona de cizalladúctil muy tendida, similar a la falla de Berzosay, como ella, des-arrollada en la fase segunda.

La falla de Berzosaes una falla dúctil de segundafase, de gransalto descritapor CAPOTE et al. (1977). Mediante esta falla el Sec-tor Central cabalgasobre el Sector Oriental, si bien la deformacióndebida a la tercera fase verticalizó su plano y llegó a invertir enamplias áreasel sentidodel buzamiento.

En el SectorCentral la estructura es,en conjunto, peor conocida.En las inmediacionesde la falla de Berzosa las estructurasde pri-mera y segundafase aparecencomo una sucesiónde pliegues cuyadisposición es el resultado de la interferencia con la fase 3. Esta semanifiesta por la existenciade abundantespliegues menoresde di-rección N-S y vergentesal Oeste.

En SantaMaría de la Alameda(Fig. 5) la estructuraes, en formade unidad, alóctonacabalgantehacia el NE (CAPOTE y FERNANDEZCASALS, 1975). Tres unidadescabalgantesse superponensobrela uni-dad más baja aflorante en forma de ventanacircular en un domo de-bido a interferencia de pliegues de fase 3 y pliegues tardíos. Estoscabalgamientosson de la segundafasey, como en el Sector Oriental,llevan asociadadeformacióndúctil por cizalla simple, con desarrollode abundantesrocas miloníticas, descritaspor MARTIN ESCORZA(1977).

En el SectorOccidental vuelven a reconocerseplieguestumbadosde primera fase vergentesal Norte y estructurascablagantesde se-gunda fase (Fig. 5). Estasúltimas, visibles en el áreade Muñico, apa-recencomo «Tétesplongeantes»con los flancos inferiores laminados

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(CAPOTE, 1972). El conjunto está suavementedeformadopor plie-gues erguidos de tercera fase y pliegues tardíos.

5.2.3. Las estructurasmenores

En todo el SistemaCentral son abundanteslas estructurasme-nores,principalmenteen las dos primerasfases.Las dominantessonlas de la primera fase, si bien localmente,en las zonasde máximacizalla dúctil ligada a la segundafase,puedeserborrada.

Primera jase

a) Esquistosidad.Si.—Es la estructuraplanar más conspicuaentodo el SistemaCentral; cuya morfología dependedel grado de meta-morfismo y litología. En los niveles más altos del Sector Orientalaparececomo una esquistosidadde fractura muy espaciadaen laspelitas, mientras en las capascompetentesno llega a desarrollarse(GONZALEZ LODEIRO, 1981). Hacia el Oesteva pasandoa una es-quistosidadde flujo, definida por orientación dimensionalde filosili-catos en las pelitas y de granosclásticosen las cuarcitas.En los gnei-ses de Hiendelaencinaes una foliación groseraque rodea a los cris-tales heredados.En el SectorCentral St pasaa unafoliación por au-mento del tamañode los cristales.En el SectorOriental vuelve a do-minar S~ como una esquistosidadde flujo en todas las litologías.

b) Cuñas tectónicas.—Hansido citadas por GONZALEZ LODEI-RO (op. cit.) en las alternanciasde la formación Alcolea (Silúrico-Devónico). Forman un ángulo de unos l0~~l5~ con la estratificaciónypresentandeslizamientosentre 0,3 y 2 m. Aparecenplegadospor laprimera fase y han sido interpretadoscomo generadosen las etapasiniciales al plegamiento, cuandoel mecanismode éste era de «buc-kling».

e) Pliegues meno-res.—Sonde todos los tamaños, desde mili-métricos hasta métricos y decamétricos.En los niveles competentesse trata de pliegues lC (Fig. 6), mientrasque en los niveles incompe-tentesson próximos a la clasedos o de clase tres cuandoestánen lazonade influencia por deformación de contacto cerca de pliegues encapas competentes(FERNANDEZ CASALS, 1976, 1979; GONZALEZLODEIRO, 1981). El mecanismode formación más probable es el de«buckling» inicial seguido de aplastamientocon un elipsoide conK < 1. Frecuentementese observanplieguescon charnelaligeramen-te curva.

d) Otras estructuras.—Laprimera fase lleva asociadauna linea-ción de estiramiento manifiesta por el alargamiento de objetos pre-

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Segundajase

a> Esquistosidad52—En el SectorOriental está poco desarrolla-da, prácticamentesólo en las zonasde cizalla. Sin embargo,ya en lasinmediacionesde la falla de Berzosa aparececomo una crenulaciónS2 sobre 5, con un marcado <ctectonic-banding».En la zona de ciza-lía dúctil asociadaa la falla pasa a una foliación que transponeaporfidoblastos intercinemáticos (FERNANDEZ CASALS y CAPOTE,1970).En el SectorCentral S2 reorientaa Si sin borrarlo en unasoca-siones, mientras que en otras hace desaparecera S~ por transposi-ción y recristalización.En los cuerposmás migmatíticos y en los gra-nitoides sincinemáticosprofundos del área de Buitrago la foliaciónvisible sueleser S2.

En el Sector Oriental S2 es normalmenteuna esquistosidaddecrenulaciónmuy tendida,que en nivelesmás bajospasaa foliación queenmascaraa S~.

b) Micropliegues.—Comoen la fase primera los microplieguesde segundafase son de clases le y 3, pero, en general,con ángulosentre flancos menoresy más próximos a la clase2. En las zonasdecízalla en el Sector Oriental son frecuenteslos pliegues intrafolialesy pliegues cónicos originados por la superposiciónde cizalla simpleno homogéneaal c<buckling» inicial (GONZALEZ LODEIRO, 1981).

c> Lineacionesy otras estructuras—Asociadaa S2 se desarrollauna lineación de estiramiento que, en algunos casos, se materializapor orientaciónmineral nueva,pero en otros resulta de la reorienta-ción de porfidoblastospre-fase2. A diferenciade lo queocurre en laprimera fase, L2 puede formar ángulos relativamentegrandesconlos ejes de pliegue.

Es frecuentes también observar«boudinage’> intenso que afectaa capascuarcíticasy anfibólicas y a venasde cuarzo; frecuentementelos «bouding»son plieguesquehan sufrido intensatransposiciónporcízalla simple en las proximidadesde las fallas dúctiles (FERNAN-DEZ CASALS, 1976, 1979).

Tercerajase

La deformacióninterna asociadaa estafase es mucho menory susmicroestructurasmenos penetrativas.La estructuramás característi-

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ca es una esquistosidadde crenulación S3 que deformaa Si y S2.En el Sector Oriental y parte del Central presentaun buzamientosuaveal Este, siendo,por el contrario,en la parteOccidentalsu bu-zamientomayor.

Los microplieguesson en las rocasesquistosasde tipo angular,ytienen, por lo general,ángulos entre flancos relativamente grandes.Sus direccionesson subparalelasa los anteriores,aunquelocalmente,como en el área de La Cañada(Sector Occidental), puedenformarun ángulo de hasta4Q0 (CAPOTE y FERNANDEZ CASALS, 1975).

Movimientos tardíos

Plieguesmenoresde distribuciónirregular en dirección queoscilaalrededorde E-W hansido consideradoscomo de una cuartafase dedeformaciónsuavepor FERNANDEZ CASALS (1976). Otras deforma-ciones, esta vez de tipo «kink-band’>, son visibles en el Sector Oc-cidental (CAPOTE y FERNANDEZ CASALS, 1971; GONZALEZ URA-NELL, 1973). En el área de Muñico la orientación de las bandasde«kink» indican una direcciónde acortamientopróxima a 450 acompa-ñadade un alargamiento,según los 1350; una tectónica de desgarrestardíosparecela probablecausade estasestructuras.

5.3. RELACIONES ENTRE ThCTÓNICA Y METAMORFISMO

Se hanpublicado diversosesquemasy eronodiagramasde crista-lización metamórfica en relación con las etapas de deformacion.En algunoscronodiagramasse hanutilizado esquemasde tres o cua-tro fasescinemáticas(CAPOTE, 1972, 1973; CASQUET, 1975), pero enotros se han seguido modelos con dos únicas etapascinemáticas(LOPEZ RUIZ et al., 1975). Por ello, un modelo de relacionesentreblastesismetamórfica y deformación no es fácil de establecer.Sinembargo,puedeaceptarsesin mucho error que el metamorfismoco-menzó con la primera fase de deformación, empezó a desarrollargrandesporfidoblastosen la interfase 1-2 y continuó durante la se-gunda fase para terminar antes de la tercera.Esta última deforma-ción es esencialmentepostblastesismetamórfica,si bien en los nive-les profundos existen fundidos migmatiticos y una cierta recristali-zación queda lugar a poligonizaciónde micas en plieguesE3.

5.4. EDAD DE LAS DEFORMACIONES

En el Sistema Central las últimas capas pretectónicasson lasdel Devónico Inferior (FormaciónPizarrasCalizas y Cercadillo), con-cretamentedel EnsienseSuperior. Desdeaquí a las primeras capas

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postorogénicasde edad Autuniense(HERNANDO, 1977) existen unalaguna que impide dar, con base estratigráfica,una cronología delas deformacioneshercínicas.Tampoco los datos radiométricospu-blicados resuelvenel problema. Una edad de 311 ±16 y 278± 16,MENDES et al., 1972) de granitoidescalcoalcalinospostorogénicosresultaninsuficientespara cubrir la lagunaestratigráfica.Unicamenteha habido intentos de asignaredadesa las fasesde plegamientoenbasea correlacionescon otros sectoresde la CadenaHercínica,llegán-dose a resultadosdispares(FERNANDEZ CASALS, 1979; GONZALEZLODEIRO, 1981).

5.5. FLt&cTultxcIÓN TARDIHERCINICA

Superpuestaa las estructuras de plegamiento de la OrogeniaHer-cínica se reconoce,tambiénen el SistemaCentral, la etapade fractu-ración denominadapor PARGA PONDAL (1969) «Tectónicatardiher-cínica». Se trata de diversasfamilias de fallas quetuvieron actividadantesdel Triásico, si bien han sido en gran partereactivadasduranteel ciclo alpino. Estas fallas han condicionado,tanto la sedimentaciónde las seriespérmicasdel SectorOriental como la intrusión de gra-nitoides tardíosy el emplazamientode enjambresde diques de dife-rentecomposición.

Entre las fallas dominan las de dirección NE-SW, algunasde ellascon decenasde kilómetros de largo. Otras familias llevan dirección

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N-S y E-W. Localmente,soore tuuu en el sector “‘~ ~ »~~uvisibles fallas NW-SE. Un juego como desgarresha sido reconocidode manera generalizadapara las fallas NE-SW, sinistras, y NW-SE,dextras, con una dirección de acortamiento N-S, si bien un juegoprevio de sentidocontrario,ha sido deducidopor GONZALEZ UBA-NELL (1976). A partir de la sedimentaciónpérmica de facies Saxo-niense, muchas de estas fallas actuaron como fallas de «dip-slip»normales.

De entrelos diqueslos más antiguosson los enjambresde diquesde pórfidos cuarcíferos,lamprófidos de direcciónpredominanteE-Wy buzamientoal N, que se piensaesténen relación con una flexióncortical con elevaciónde la región situadaal N del SistemaCentral.

Con direcciónN-S existen diquesde lamprófidosy de episienitas(ARENILLAS et aL, 1975). Los diques más recientesparecenser losabundantesenjambresde cuarzo de dirección dominante NNE-SSW,que puedeninterpretarsecomo rellenando fracturas de tracción ori-ginada por giro del campo de esfuerzosregional duranteel juegosinicstro de los desgarresNE-SW, que son las fallas maestrasque li-mitan los diversosbloques del Sistema Central.

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Cabe destacarque en el Sector Occidental se continúa el DiqueDiabásicode Plasencia(GARCíA DE FIGUEROLA, 1965), emplazadodurantela distensiónjurásica a lo largo de un antiguo desgarrededirección NE-SW.

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