Cuadernos Geología Ibérica Vol. 7 Págs. 201-216 Madrid 1981

MAGMATISMO PRE E INTRAHERCINICOEN EL SECTOR METAMORFICO

DE EL ESCORIAL(SISTEMA CENTRAL ESPAÑOL>

M. PEINADO * y M. ALVARO *

RESUMEN

Se pone de manifiesto en estesector la presenciade dos tipos deortoneises: 1> Ortoneisesde carácter calcoalcalino con enclaves mi-crogranularesbiotíticos y/o anfibólicos. 2) Ortoneisesperalumínicoscon abundantestérminos diferenciadospegmatítico-apliticos.

Cronológicamente,los primeros son los más recientes,en relacióncon la segundafase de deformacióndel área.Ambos tipos parecenserintrusivos en unaseriemetasedimentariaconstituidapor pelitas,meta-grauvacas, lechos calcomagnésicossilíceos con intercalaciones de tér-minos volcanosedimentariosy delgadosniveles máficos.

INTRODUCCION

Es el macizode El Escorialun afloramiento de rocas metamórficasde forma alargadaen dirección Norte-Sur, situadoentre los pueblosde Guadarramay Villa de El Prado,en la parte central de la sierrade Guadarrama.Excepto por el Sur, donde quedanlimitados por losdepósitosterciarios de la Fosadel Tajo, estátotalmente rodeadoporgranitoides tardihercínicos, constituyendo así un macroenclave. Elsector septentrional del macizo se caracterizapor una gran profusiónde neisesglandulares que le confierensu caráctersingular. Granpartede estos neises son ortoderivados, auténticos granitoides,probable-

* Departamentode Petrología. Universidad Complutense.Madrid.

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mente paleozoicos afectados por la deformación hercínica, que sedescribeny discutenen esta nota.

La serie estratigráficaregional en que encajanlos ortoneisesesde litología variada. Consiste esencialmenteen metapelitas, meta-grauvacas,algunas cuarcitas, mármoles dolomíticos, en menor pro-porción calcíticos y porfiroides volcanosedimentarios.

También existen niveles de rocas máficas, de hastaun centenarde metros de espesor,intercaladosen diversostramos de la serieme-tasedimentaria,a veces en contacto con los ortoneises y tambiéncomo enclavesen ellos. Son fundamentalmentepiroxenitas,compues-tas por plagioclasa,que puede conservarzonacionesprimarias, piro-xenoen vías de anfibolitización,anfíbol y cuarzoen cantidadvariable,generalmentemoderada,con distintas proporcionesde plagioclasayminerales máficos. Muestran texturas residualesgabrodiabásicasyestructurasbandeadascon variacionesen el tamaño de grano y en laproporción de las fasesminerales,que puedeninterpretarsecomo un«layering» primario subrayado por efecto metamórfico. Se asociantérminoscuarzofeldespáticoscon anfíbol de tipo hastingsíticoy piro-xeno poiquilítico. Todasellas suelen tener abundanteesfena,apatitoy mineralesopacos.

Están afectadaspor procesosde skarnificación en relación con elmetamorfismo de segundafase, y con los ortoneises,ademásmues-tran, según venas, una mineralogía de epídota, granate, cuarzo, enrelación con circulación hidrotermal tardía en zonasde cizalla.

Esporádicamentese encuentranlos piroxenos sustituidosa borde

vor groserassiig4evctitas de clinopiroxeno ihcluAdo en plagioclasa,que se lnterpreta como consecuenciade reequilibrio a presionesmásbajas(Fig. 1>.

De igual modo, algunos piroxenos muestran anfibolitización, se-gún bandasrectilíneas paralelasque se interpretan como de exsolu-ción, posteriormentehidratadas.Síntomasde reequilibrio es tambiénla presenciade rutilo marginadopor esfena.

En relación con estos materiales hay delgadosniveles de neisesfundamentalmenteplagioclásicos,a veces con algo de ortosa, clino-piroxeno en anfíbol poiquilítico, esfena y allanita y, como enclavesen los ortoneises;agregadosgranoblásticosde plagioclasa(andesinaácida>, a veces bandeadacon rutilo y allanita, que podríanestarenrelación con este conjunto.

Los materiales sedimentarios incluyen, además, «boudins,>, deanchuracentimétrica, de composición calcomagnésicamuy rica encuarzo.

El metamorfismoregional es polifásico (PEINADO, 1973>,con unaprimera fase de presión intermedia de tipo distena-almandíno,quegeneralmentesólo se encuentracon carácterrelicto, pues está ob]i-

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teradapor la segundafase de metamorfismode más alta temperatura,caracterizadapor la presenciade andalucita-cordierita-sillimanita.

La estructuracióndel sector se realizó mediantedos fasesde de-formación sinesquistosasy sinemetamórficasque originaron una es-tructura de pliegues tumbados.La primera fase de deformaciónesdifícilmente caracterizableen la actualidad,pues sus estructurashansido prácticamenteobliteradaspor la faseposterior.Es presumiblequeoriginara una esquistosidadgeneral y pliegues isoclinales, de la que>al igual que sucede con los minerales del metamorfismo M-1, sólose conservanalgunas reliquias. La segundafase de deformación espenetrativaa toda la escalay sinmetamórfica.Generala esquistosidady foliación patentessobre el terreno, tanto en los materiales de laserie metasedimentariacomo en los ortoneises,con pliegues acorta-dos de gran estilo vergentesal Oestey Suroeste.La tercera fase dedeformación generaestructuras de plegamiento que afectan a la fo-liación de la fase anterior. Los pliegues de rumbo E-O a NO-SE, evo-lucionan en un estilo desde concéntricosy abiertos hasta apretadoscon desarrollo de «strain-slip cleavage»en los zonasmás profundas.La antiforma de SantaMaría de la Alameda es una estructurade esta

Nc. 1.—Aspectovermiformedel clinopiroxenoen relación con el granate en lasrocas con plagioclasas-clinopiroxeno-granate.LN >< 25.

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fase. En relación con esta fase de deformación,postmetamórfica,seproducenbandasde rocas miloníticas E-O, que correspondena defor-macionespor cizallamiento dúctil, con generaciónde una foliaciónmilonítica que oblitera a la anterior, localizadosen los flancos de losplieguesde tercerafasey controladafrecuentementepor los contras-tes litológicos. La última fase de plegamientotardío origina plieguesN-S a NE-SO, vergenteshacia el Oeste.‘Con posterioridadal emplaza-miento de los granitoides tardíos tuvo lugar la etapade fracturacióntardihercínica,quegeneróel sistemade fallas de desgarrecaracterís-tico del macizo Hespérico.

En PEINADO (1973) se establecenlas característicaslitológicas,estructuralesy petrológicasdel macizode El Escorial.Anteriormente,SAN MIGUEL y GARCíA DE FIGUEROLA (1960> realizaron la pri-meracartografíageológicade estesector.BARD et al., en 1970, men-cionan unos ortoneisesde Santa María de la Alameda como las po-sibles rocas de las que derivaría la formación «Ollo de Sapo»,que,a su juicio, aflora extensamenteen esta zona. En esta línea, JULI-VERT eÉ aL (1980) todavía continúan considerandociertos orto-neisesde SantaMaría de la Alamedacomo un posible zócalo gra-nítico prehercínico.NAVIDAD y PEINADO (1977) caracterizany es-tablecenla petrogénesisde las facies volcanosedimentariasy las co-rrelacionan con las de otros sectores.CAPOTE y FERNANDEZ CA-SALS (1975) proponen una estructuración con tres mantos de co-rrimientos para este sector, estructura que, por el momento, no esposible confirmar con los datos disponiblesy englobanen un únicoconjunto diferentes tipos de neisesglandularesde la región, exceptolos de 5. M. de la Alameda,situándolosestratigráficamenteen la basedel conjunto metasedimentario.

ORTONEISESBIOTITICOS DE SANTA MARIA DE LA ALAMEDA

Se localizan en un área delimitada por los pueblos de Santa Ma-ría de la Alameda, Robledondo,La Hoya y la estaciónde ferrocarrilde SantaMaría de la Alameda. Descritosen SAN MIGUEL y GARCíADE FIGUEROLA (1960), como anatexitas,y en PEINADO (1973), comoneisesgraníticos;consistenen varios cuerpostabulares,de tipo «silí»,de hasta doscientosmetros de espesoranastomosadosentre si e in-cluyendo «septa» del encajante.Cartográficamenteel conjunto ad-quiere forma elipsoidal, pues forma parte de una macrofigurade in-terferenciade las fasestardías.

Se distingue una facies principal y una marginal; la primeramuestra foliación definida por la disposición de bandas cuarzofel-despáticasy biotíticas, en las que destacanporfidoclastos de feldes-

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pato potásico de uno a tres centímetrosde longitud, dando texturablastoporfídica.

Las zonasmarginalesson más escasasen porfidoclastosy en mi-cas, de textura blastogranuda,con orientación preferente o escalade afloramiento. A veces muestran texturas protomiloníticas.

En ellas son muy frecuenteslos enclaves>tanto de los neiseses-quistososde caja como de cuarzodioritas.Esporádicamentepresentanestructurasbandeadasque se interpretan como originadas por flujomagmático.

Los contactosentre los ortoneisesy el encajanteson netos y pa-raconcordantesen generalcon la foliación visible sobreel terreno.De maneralocal se han identificado relacionesdiscordantesentre elborde de los ortoneisesy la estratificaciónde los metasedimentosen-cajantes.

Composicionalmenteson metaadamellitasy metagranodioritasbio-títicas, llegando las facies de borde a términos graníticos,la mosco-vita, muy rara> aparecede manerapuntual; carecende silicatos alu-mínicos, rasgo fundamentalde diferencia de los otros ortoneises.

Los porfidoclastos son de ortosa con pertitas en venas,macla detipo Carísbad,a la que se superponela de microclina, incluyen cuarzoen gotas y muestracon frecuencia cataclasismarginal. La plagio-clasa,oligoclasa-andesina(Ann~) es idio a subdiomorfacon macladopolisintético y zonación compleja, frecuente,sobre todo, en los tér-minos granodioriticos; muestramirmequitas en contactocon la orto-sa; como accesorioshay circón automorfo, apatito, allanita metamíc-tica frecuentey escasaturmalina.

Hay procesos tardíos de milonitización, que afectan también alencajante,y que condicionan texturas de flujo en la matriz con gra-nulación marginal de los porfidoblastos,en estos casos la biotita sedesestabilizaoriginando mica blanca y opacoscomo reajuste a bajatemperatura de manera similar al proceso descrito por KERRICI-Iet al. (1980).

Los enclavesmicrogranularesson de forma subesféricaelongada,en función de la mayor o menor estructuracióndel ortoneis, y dedimensionesdecimétricas, correspondena cuarzodioritasbiotíticas obiotítico-anfibólicas, con apatito, esfena y opacos como accesorios.La plagioclasaestá como fenocristalesy en matriz, muestrazonaciónígnea y textura eribosa, dada por cuarzos «en gotas» como conse-cuencia de reequilibrios experimentadosdurantesu estructuración.En las zonaspoco deformadasconservantextura microgranular, ga-brodiobásica.

Los ortoneisesinducen un metamorfismo de contacto, en losmaterialesencajantesy en los enclaves,superpuestoal regional a loancho de una banda de unos cien metros. Se general texturas cor-

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neánicasy nodularestranspuestaspor esquistosidaden las metape-litas con neoforinaciónde cordierita,sillimanita prismática,mal orien-tada y andalucita,situándoselas dos primeras en el borde inmediatodel ortoneis. En los mármoles periféricos se desarrolla espinelay granate-escapolitaen los materialesmáficos. Estas fases minera-les se ciñen a los contactosy ya en PEINADO (1973) se apuntabaesta relación. Los xenolitos de material encajante son fragmentoscenti o decimétricos,excepcionalmentemétricos que se disponenpa-ralelos al contacto. Su morfología de «boudins» evidencia un fuerteestiramiento. Su estructura interna es esquistosay a veces discor-dante con la foliación del ortoneis, contienena veces charnelasdeplieguesanterioresa la segundafase de deformaciónregional, primeraen los ortoneises(Fig. 2>.

Existe un cortejo en general poco abundante de metadiquesdeaplitas, pegmatitas y escasospórfidos emplazados,tanto en el en-cajantecomo en el propio ortoneis.

FJG. 2.—Inclusiónplegadaen ortogneisesbiolíticos con inclusionesde cuarzodio-ritas. Esquemade fotografía.

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Dadassus característicascorresponden,pues,agranitos de tipo 1,en el sentidode CHAPPEL y WHITE (1974).

Lasfaciesgranudasdeborde carecende la estructuraciónacentuadadel resto,parecepasargradualmentehaciala faciesfoliada, dentrode lacual hay también bandas granudas que suelen correspondera tér-minos menos biotíticos. Esta diferencia podría estar condicionadapor una intrusión algo más tardía de estos términos.

Es de resaltarque, ademásde no tener silicatos aluminicos, losúnicos reajustesmetamórficosen este material seanreequilibrio deplagioclasay moscovitización de biotita, es decir, reajuste a bajatemperatura,procesoque se hace más frecuenteen las zonas de ci-zalla. Su emplazamientopodría ser, pues,sincinemáticoprecozcon lasegundafasede deformacióndel áreay manifestacionesdel mismo sehabríanprolongadouna vez cesadala misma.

LOS ORTONEISESDE ABANTOS

Constituyenun extensoafloramiento de neisesfundamentalmenteglandularesque se extiendedesdela carreterade Navas del Rey hastael pueblo de Guadarrama,ocupando la mayor parte del sector sep-tentrional del macizometamórfico. Sus condicionesde yacimiento va-rían desde extensasmasascon dimensionesbatolíticas hastapeque-ñas manifestacionesde algunas decenasde metros de espesorem-plazadosen la serie regional. Generalmenteencajanen los esquistosy neiseslaminarescon niveles carbonatadosde la seriemetamórfica,y cuando lo hacen en los niveles de neises glandulares fémicos (la«formación volcanosedimentaria»de NAVIDAD y PEINADO (1976>su delimitación suele resultar problemática>debido a la aparición deunazonaestrechairregular dondelos neisesmuestrancaracterísticasmorfológicas y composicionalesintermediosentre ambos y que in-terpretamoscomo una zona parcial de asimilación de los máficospor partede los ortoneisesde dos micas.A pesarde su concordancia,a escalade afloramiento,con el encajante, a escalaregional intru-yen en diversosniveles de la serie estratigráfica. En el conjunto delos ortoneisesde Abantos se han diferenciadodos tipos: una faciesporfídica, la más característica,que constituye los extensos aflora-mientosqueoriginanlos relievesmásimportantesde la zona,conunafacies de borde poco o nada porfídica, más pobre en micas, y unsegundotipo, similar a estasfacies de borde, que aparececomo ma-nifestacionesde dimensionesmás reducidasemplazadas,tanto en elinterior de la facies porfídica como en la seriemetamórfica.

La facies metaporfídicaconsisteen gneisesglandularesleucocrá-ticos de aspectomasivo,con numerososmegacristalesde feldespato

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potásicode dos a ocho centímetrosde longitud de hábito redondeadoa automorfo, englobadosen una matriz de grano grueso a medio,constituidapor bandascuarzofeldespáticasy bandasbiotiticas quedefinen la foliación de la roca. Los fenocristalespresentansombrasde presión, suelen tener el maclado en enrejado típico de la micro-dina superpuestoa maclasde tipo Carísbad, y su contorno es irre-gular, interdentándosecon la matriz. Muestran pertitas de morfolo-gía variable desde«films» a parchesen los términosmás feldespáticos.La plagioclasa(Annio) apareceen la matriz y como fenocristales.Latextura de la matriz es heterogranoblásticay estáconstituida,ademásde por feldespatoalcalino y plagioclasa,por cuarzo, biotita y mos-covita. Minerales accesoriosson el circón, el apatito, la turmalina ysilicatos alumínicos, tales como andalucita,sillimanita y cordierita.Esporádicamentehay granate.La facies porfídica no sueleestardi-rectamenteen contactocon el encajante.Cuandoesto sucedeno esrara la presenciade enclavesde la roca regional dentro de los neisesglandulares.Por el contrario, es frecuenteque desarrollenuna faciesde borde poco o nada porfídica, muy cuarzofeldespática,con unaorientaciónpreferentede sus componentesminerales,bien definida,cuyo tránsito a la facies porfídica es gradualy a veces con numerosasreiteraciones.Esta facies de borde, que a veces es muy patente,sueleser rica en turmalina. Hacia el contacto con el encajantees frecuenteque experimentenun empobrecimientoen biotita, llegándosea vecesa tipos predominantementemoscovíticos.

El otro tipo de ortoneisesque se ha diferenciado correspondeafacies composicionalmentemás feldespáticas,similaresa las descritas.Tienen grano fino a medio y textura esquistosa,con pocos o sin fe-nocristales.Este tipo de ortoneisesson comunes,tanto en el interiorde la facies porfídica como en el encajante,disponiéndosea modo decuerpos laminaresde espesorvariable entre decimétricos a decenaso centenaresde metros. En sus bordesson más granudosy más po-bres en biotita. Suelen ser ricos en turmalina. La variabilidad deestas facies, dentro de una composición bastanteconstante,es rela-tivamente amplia, existiendo desdelos tipos aplíticos descritoshastacuerposgranudosen que la orientaciónmineral sólo es patentea es-cala microscópica,pasandopor diques pegmatíticos,incluso con es-tructura zonada.Composicionalmentelos tipos no porfídicos tienencaráctermás ácido. Están compuestospor feldespato potásico, pía-gioclasa, cuarzo,biotita en generalescasa,sillimanita, turmalina, apa-tito, circón, granate xenomorfo, andalucita, cordierita y raramentetopacio. Los silicoaluminatos y el granate son más abundantesqueen el otro tipo, con frecuentes estructurasmodulares,con nódulosde turmalina (Fig. 3), cordierita y granate, este último intererecido

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con cuarzoy biotita verdosa(Fig. 4), ademásde albita y cuarzo.Cuan-do aparecencomo facies marginalesde los ortoneisesporfídicos elcontactoes gradual,siendoéste neto si se encuentraen su interior.En algunaocasiónse han identificadoenclavesde la faciesporfídicadentro de las facies metaaplitoides.

En los ortoneisesde Abantossólo se han encontradoenclavesdela roca regional (esquistos,neiseslaminares,rocascarbonáticas>y node cuarzodioritas.En las zonas de borde la presenciade xenolitosdecimétricosno es tan frecuente como en los ortoneisesde SantaMaría de la Alameda. Por el contrario, los enclavesde roca regionalde gran volumen,varios metroscúbicos,y muchosafloramientosdis-persos de rocas metamórficasconstituyenauténticos«rafts>’, inclui-dos en los ortoneises.

En ocasionesestos ortoneisesse inyectan en la serie encajanteoriginandotexturasmigmatíticas.

Los silicatos alumínicos muestranuna disposición irregular queno correspondecon pautasmetamórficasregionales.La andalucitaesmás frecuenteen la zona norte, muestrafuerte pleocroismorosadoy está incluida en feldespatopotásico, separadade él, por lo regu-lar, por una interfasede moscovita.

Etc. 3.—Nódulosde turmalina enortogneisglandular de dosmicas.

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La silimanita se muestraen huesosfibrolíticos, según la folia-ción, en vías de moscovitización.En las facies híbridas con los gneisesmáticos apareceen prismasde mayor dimensiónque se interpretancomo xenocristalesy en agujas ordenadasreticularmente en plagio-clasas.

La distena,de aparición puntual, es fase residual blindadaen pía-gioclasasque muestranzonaciónresidual y, a su vez, se incluyen enortosa,de maneraque en la misma lámina delgadaapareceen matrizfibrolita.

En las facies glandulares el granate está como cristalizado tem-prano, carecede estructuras internas y tiene alto contenido en es-pessartita: Alm., 76,70; Gros., 1,10; Pir., 4,10; Espes., 18,10 (Anal., nú-mero 7, cuadro 9, de LOPEZ RUIZ et al., 1975), lo que lo hacecompa-tible con un origen magmático; es de resaltarsu semejanzacomposi-cional respectode los granatesde granitoides de grano grueso, ver,por ejemplo,análisis 2 y 4, en LOPEZ RUIZ y GARCíA CACHO (1975).

Los polimorfos de SiOsAl2 podrían representarfases ortomagmá-ticas en un magma primitivo peralumínico de tipo 5 (CHAPPEL

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y WHITE, 1974>, en equilibrio con las condiciones termodinámi-cas del mismo y del metamorfismoregional, así la distena,escasayfase residual seria fase refractaria compatiblecon el magma primi-tivo a una presión suficientementealta, del orden de unos 10 Kbs.(WYLLIE, 1977; WILLIE et aL, 1976), conservándoseúnicamentere-licta frente a un descensode presión que estabilizaría en su lugarsilimanita. Esto implicaría formación o emplazamientodel fundido encondicionesde estabilidad de distena del metamorfismo regional enprofundidad y evolución subsecuente.Tales fases podrían ser conse-cuencia de asimilación de enclaves,pero de hecho los enclavesmues-tran mineralogíade bajas presiones;parecenindicar un descensodepresión e incrementode temperaturaen parteaportadapor la acciónintrusiva de los magmas.

CONDICIONESDE METAMORFISMO

Se confirma la existencia de dos procesosfundamentalessuper-puestos(PEINADO, 1973; FUSTER et aL, 1974, y LOPEZ RUIZ et al.,1975>.

El primero, de presión más elevada, con formación en metasedi-mentosy en los neisesfémicos glandularesde almandino (alm., 79,70;gros., 240; pir., 16,20; esp., 1,70; en LOPEZ RUIZ et aL, op. cit.> yde distena, probablementeacompañadaen parte de silimanita. Esproblemático el sabersi en esta fase se llega a generaciónmetamór-fica de feldespatopotásico,puestoque la mayor partede los materia-les carecende él, pero también de moscovita. Unicamente apareceortosa en los neisesfémicos glandulares,en porfidoclastospreesquis-tososy en agregadospolicristalinos, también preesquistososinterere-cidos con cuarzo. Estas glándulas de ortosa se interpretan comopremetamórficas(NAVIDAD y PEINADO, 1977>,peroparecencoexistircon distena. Si ésta fuera una asociaciónmetamórficamenteestablese habría llegado a presionesmínimas de unos 10 Kbs.

Es de resaltar también en los neisesmáficos la presenciade unintenso estiramientocon recristalización en mosaico de plagioclasaypresenciade cuarzos.

En cuanto a los materialesmáficos, aunqueafectadospor proce-sos subsiguientesse observa piroxeno simplectoide que parece indi-car reequilibrio a presionesbajas de un piroxeno de presión relativa-mente elevada,así como rutilo marginadopor esfenaen los términosplagioclasíticos,lo que indicaríaque estosmaterialeshan sufrido tam-bién el metamorfismo de primera etapa,habiéndoseproducido, portanto, su emplazamientocon anterioridad o en relación con él.

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En ausenciade datos analíticosde roca total de estos materialesmáficosy de sus fasesmineralesno se puedenprecisarsus condicio-nes,pero pareceque la no desapariciónde plagioclasaapuntaríaha-cia unas granulitas de relativa alta presión, en condicionesde esta-bilidad de distena. No se ha encontradoortopiroxeno.

Estas condicionesestaríanfavorecidaspor la escasezde agua deeste tipo de materiales,

El cambio de gradiente estableceuna segundafase metamórficacon silimanita, cordierita, de modo que ésta incluye a la anterior yprobablementeen parte se generanambasconjuntamentea expensasde biotita, que aparecedesestabilizaday corroida.

La cordierita se genera también sobre el almandino preexistentey la silimanita con morfología palmeadaque apareceen los neisesfémicos podría representarseudomorfosde distena.

Los ortoneisesalumínicostienen también silimanita como silicatoalumínico fundamental,con andalucita preferentementeen metaapli-toides que puedenser de intrusión relativa algo más tardía.

En la periferia de las ortoneisesbiotíticos se origina silimanitaprismática y andalucita (Fig. 5), relativamente tardía, aunqueelon-gada,segúnfoliaicón.

En las rocas carbonatíticasse llega, en las dolomíticas o forma-ción de orsterita-clino-humita,con algo de ortoanfíbol,y en los nivelescálcicos a pequeñascantidadesde wollastonita.

Sobre los materialesmáficos y margososse forma grosularia,ve-subianitay escapolitizaciónde las plagioclasas.

Además,en las proximidadesde los ortoneiseslos metasedimentosllevan escasofeldespatopotásico intersticial y turmalizaciones.

INTERPRETACION E IMPLICACIONES REGIONALES

En este sector del SistemaCentral españolexiste un volumen im-portante de ortoneises,netamentesuperioral de neisesmetasedimen-

tarios, que sonantiguasrocas plutónicas afectadaspor la deformaciónvaríscica, y que evidencian que la actividad magmáticaanterior y si-multánea a las faseshercínicas fue, ademásde importante, variaday compleja.

Los artoneisesde Abantos son, por tanto, granitos de dos micasde tipo 5 en general de carácter porfídico, caracterizadospor lapresenciade silicatos de aluminio, que llevan asociadasfacies muydiferenciadas(leucogranitos,aplitas, pegmatitas)que, en algunos ca-sos,puedenser ligeramentetardíos con respectoal emplazamientodela masaprincipal. Su volumen es muy importante, e intruyen en di-versosniveles de la seriemetasedimentariaregional que seatribuye al

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PrecámbricoSuperior-CámbricoInferior. Los enclavesque contienensólo son de la roca encajantey no hay cuarzodioritas,como es carac-terístico en los granitos recientesde análogacomposicíon.

Los ortoneises de Santa Maria de la Alameda son granitos bio-títicos de tipo 1, en general de carácterporfídico, con composiciónrelativamenteconstantey homogénea,y con enclavescuarzodioríticos.No contienensilicatos de aluminio ni moscovita. Son granitos muylocales y de pequeñovolumen, apareciendolocalizadosen un nivelestratigráficobastanteconstante,con disposición estratoide.Se em-plazaronen un en~ajanterelativamentefrío en niveles estructuralesaltos,produciendouna aureolade metamorfismode contacto.Estánafectadospor la segundafase de deformación y contienenabundan-tes xenolitos con estructura de la primera fase.

Los términos magmáticosbásicos,excepciónhechade los enclavescuarzodioriticosde los ortoneisesde SantaMaría de la Alameda,po-drían representarun episodiode la actividad ígneamásantiguo queelde los ortoneisesy anteriora la etapametamórficade altapresión,sinquepor el momentose puedaprecisarmás sobresu edad.En relacióncon su modo de emplazamientolas texturasgabrodiabásicasresidua-les que presentansu relación con ortoneisespiroxénicosy su reduci-

Fm. 5.—Andalucítaen la periferia de ortogneises.LNxIO.

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do volumen sugiereque se trata de antiguos «silís» de gabros, queatestiguanposiblementeuna etapadistensivapreorogénica.

Los materialesígneos descritosen estetrabajo permitenprecisarcon mayor detalle la evolución de este sector de la Cadena.Los ma-teriales más antiguos estánconstituidos por una seriemetasedimen-tana constituida originalmente por grauvacas,con algunas pelitas ycuarcitasimpuras asociadas,y niveles de calizasy dolomíascon par-ticipación volcanosedimentariaimportante (NAVIDAD y PEINADO,1977). Acerca de la edadde esta serieno existenhoy datos concretos,asimilándoseal PrecámbricoSuperior-CámbricoInferior por compa-ración con seriesde otros lugares.Estaserie fue intruida por cuerposde rocas gabroideasen una etapade distensióncortical que tendríalugar duranteel PaleozoicoInferior.

El primer sucesotectonometamórficoque afectó a este sector secaracterizapor desarrollarseen condicionesde alta temperatura-altapresión, con distena-almandinoen las rocas pelíticas.

Posiblementeen relación con este acontecimiento se generó unimportante volumen de granitos aluminicos que se emplazarona lolargo de un períodode tiempodilatado, entre la primera y la segundafase,y cuyo ascenso,en cierto modo, estérelacionadocon el segundoeventotectónico-metamórficoque se desarrolla en condicionesde altatemperatura-bajapresión, con gradientessensiblementemayores quelos de la primera fasc. En estecontexto hay que resaltarla presenciaocasionalen los metagranitosde Abantos de distena con carácterde xenocristal.Durante la segundafase se emplazanlos metagranitosde Santa María de la Alameda. La evolución del sector concluye condos fases de plegamiento postesquistososy la intrusión generalizadade las granodioritastardías que en la actualidad constituyen la ma-yor parte de la sierra de Guadarrama.

Con respecto a la cronología absoluta de esta evolución por elmomento sólo es posible establecerhipótesis,ya que no se disponende datos sobre edadesabsolutas.En el SistemaCentral españoltra-dicionalmente se han considerarln ln~ rl nc ~cnníenimiPntnc t~c’tnnnmetamórficos como de edad hercínica. Sin embargo,las datacionesabsolutasde ortoneisesy del metamorfismode alta presión en otrospuntos de la Cadena(Galicia, Macizo Central francés>,en los que seha puesto de manifiesto una evolución muy semejantea la propuestaen este trabajo para el sector de El Escorial, permiten considerarla posibilidad de un acontecimientode edadcaledónicacomo alternati-va a un ciclo exclusivamentehercínico, ya que si los metagranitostratados en este trabajo fueran contemporáneosde otros ortoneisessimilares descritosy datadosen otros puntos de la Cadena,la edaddel primer acontecimientoorogénicoseriabastantemás antigua de laconsideradahasta hoy en el SistemaCentral español. En cualquier

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casoesta especulaciónquedapendientede la obtención de los datosde geocronologíaabsolutaactualmenteen curso.

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