Ahora que vienen los calores veraniegos y frecuentemente nos miden la temperatura corporal a la entrada de edificios públicos y establecimientos comerciales, como síntoma de una posible enfermedad (CoVID-19), tenéis que saber que también l@s geólog@s ‘tomamos la temperatura a las rocas’ para saber cuál fue su evolución térmica en el pasado.

Midiendo las paleotemperaturas de las rocas de la Sierra

De tod@s es sabido que la vertiente segoviana del Sistema Central (sierras de Malagón, Guadarrama, Somosierra y Ayllón) está mayoritariamente constituida por rocas metamórficas; puesto que los populares ‘granitos de la Sierra’ en realidad están restringidos a partes de las laderas y piedemontes en Villacastín, Navas de San Antonio, Zarzuela del Monte, El Espinar, Otero de Herreros, Ortigosa del Monte y el fondo del Valle de Valsaín.

Pues bien, las rocas metamórficas de la Sierra (gneises, migmatitas, mármoles, rocas de silicatos cálcicos, anfibolitas, esquistos, pizarras, cuarcitas, micacitas, etc.) y algunos de los macizos satélite (Santa María-Bernardos, Monterrubio, Zarzuela, Bernuy, Honrubia…), como es lógico, se han formado por variaciones en el pasado de presión y temperatura que afectaron a rocas previas (los llamados ‘protolitos’). Ambos parámetros, presión y temperatura, aumentan con la profundidad a la que está enterrada una roca en la corteza terrestre, tanto por el peso de las rocas que tiene encima (con una equivalencia aproximada de 1 kbar = 3 km de corteza), como por el gradiente geotérmico (de media de 25 a 30ºC = 1 km de corteza).

Microfotografía de una muestra de esquisto con fábrica S2 con luz paralela. Rubio Pascual (2013).

¿Cómo se sabe qué temperatura alcanzó una roca metamórfica?

Existen diferentes métodos y técnicas para saber las temperaturas que alcanzaron las rocas y minerales en el pasado, pero una de las más utilizadas es el estudio de las fases minerales presentes en las muestras de rocas y sus campos de estabilidad físico-químicos según la presión y la temperatura. Esto es, ver con qué condiciones de presión y temperatura son estables las asociaciones de distintos minerales (biotita, moscovita, granate, estaurolita, etc.) que forman la roca (pelíticas y semipelíticas) y así determinar los rangos de P y T que pudieron formarlas. Para ello se suelen utilizar programas de cálculo y aplicaciones informáticas, como TWEEQU y THERMOCALC; u otros programas similares como Perple_x, o theriak-domino.

Análisis TWEEQU en la muestra 13, muro de la zona de estaurolita. Rubio Pascual (2013).

Por ejemplo, una muestra de roca cogida en la zona metamórfica de la sillimanita, en el nivel de muro (base de la serie), y que tenga como paragénesis mineral (agrupación de minerales formados a la vez) la correspondiente a reacciones del tipo «Alm + 3 Rt= Als + 2 Qtz + 3 Il» (granate almandino, rutilo, cuarzo e ilmenita), le corresponde una temperatura de estabilidad de 849ºC a 10,2 kbar de presión.

También está la termobarometría más clásica o convencional: diferentes geotermómetros y geobarómetros que se basan en el intercambio de determinados elementos químicos en minerales… Por ejemplo, el contenido en Ti de la biotita varia con la T; el contenido en Al de los anfíboles varía con la presión, etc. Midiendo el contenido de de estos elementos en esos minerales nos permite aproximarnos a las T o P en que se formaron.

Pero ¿qué temperaturas alcanzaron las rocas de la Sierra?

El Doctor Francisco J. Rubio Pascual (Instituto Geológico y Minero de España, IGME, CSIC), en su tesis doctoral titulada «Evolución tectonotermal varisca del Sistema Central en Somosierra-Honrubia» (de la que ya dimos cuenta en esta página web), calculó las temperaturas que alcanzaron las rocas que ahora vemos en Somosierra y el macizo de Honrubia, llegando a la conclusión de que la evolución de temperaturas y presiones por las que pasaron durante la orogenia Varisca (antes denominada Hercínica), entre hace 355 y 290 millones de años, tuvo las siguientes etapas (Rubio Pascual, 2013) de deformación (Dn) y metamorfismo (Mn):

  • Macroestructura de engrosamiento inicial (D1); al principio de la evolución varisca, probablemente entre 354 y 347 Ma, los materiales del Proterozoico superior y Paleozoico inferior fueron enterrados a profundidades considerables, produciendo su recristalización bajo un gradiente de presiones/temperaturas (P/T) intermedias (M1), con temperaturas pico en torno a 500-700 ºC. El enterramiento tuvo lugar bajo un gradiente barroviense de presiones intermedias (23 °C/km), alcanzando valores superiores a los 7 kbar a nivel de la Cuarcita Armoricana. Las condiciones P–T calculadas mediante THERMOCALC son de 7.2 kbar a 494 °C a nivel de la Cuarcita Armoricana (zona M1 del granate); 8.9 kbar a 658 °C para la zona de la estaurolita y 9.4 kbar a 687 °C hacia la mitad de la Unidad Intermedia (zona M1 de distena).
  • Macroestructura de evolución descompresiva (D2); inicialmente, hace unos 327 Ma, por cizallamiento y flujo subhorizontal; y finalmente una descompresión retrógrada, hace unos 316 Ma, por levantamiento del domo, con formación de láminas gravitacionales y cabalgamientos tardíos. Al final de D2 se produce una segunda etapa metamórfica (M2), un evento de recristalización bajo condiciones P/T de moderadas a bajas. Las condiciones calculadas para rocas situadas hacia la base de la Unidad Inferior son aproximadamente 7.5 kbar y 746 °C, lo que supone un gradiente para el final de M2 de 33 °C/km.
  • Pliegues erguidos vergentes al SW (D3); con posterioridad a ~316 Ma, las condiciones geodinámicas en el área vuelven a estar caracterizadas por la tectónica contractiva, con un paso gradual a acortamiento perpendicular a la cadena. El plegamiento de D3 y el comienzo de la denudación gravitacional subsiguiente tuvieron lugar en condiciones de baja P y alta T y siguiendo una trayectoria inicial de calentamiento (M3)
  • Colapso gravitacional (D4); hace unos 290 millones de años, el edificio dómico experimentó un relajamiento térmico seguido de un colapso gravitatorio. En las áreas más profundas se formaron masas parcialmente fundidas de granitoides (migmatitas diatexíticas), con la intrusión de los granitoides en las raíces de la cordillera.
Resumen de las relaciones entre estructura, metamorfismo y geocronología deducidas para la región de Somosierra (Rubio Pascual, 2013).

A partir de estos estudios se pueden hacer los mapas y cortes geológicos de la evolución tectono-termal de macizos y zonas de las sierras y piedemontes segovianos, como Somosierra-Ayllón y Honrubia de la Cuesta.

Mapa tectonotermal del macizo de Honrubia de la Cuesta (Segovia-Burgos), contenido en la tesis doctoral del Dr. Francisco J. Rubio Pascual (2013).

También se ‘ha tomado la temperatura’ (paleotemperatura) a muchas otras rocas de la Sierra, como los mármoles del Collado de la Flecha, en la Sierra de Guadarrama (González-Menéndez et al., 2017). Las condiciones del metamorfismo que transformó estas rocas carbonatadas en mármoles podrían estar en un intervalo de temperaturas de ≈ 620-720 ºC (para presiones entre 4-7 kbar).

Fotomicrografías de los mármoles del Collado de la Flecha (F-1). Calcita (Cal), forsterita (Fo), clintonita (Cln), flogopita (Phl) y opacos. González-Menéndez et al. (2017).
‘Pseudosecciones’ con las que se estimó la T  de los mármoles del Collado de la La Flecha (y en los ortogneises glandulares), realizadas con el programa theriak-domino. Fuente Luis González Menéndez (2017, inédito).

En granitos (en general en rocas plutónicas) también se puede estimar sus condiciones P-T de cristalización, usando estos programas de la misma manera (thermocalc, Perple_x, theriak-domino, melts); o usando también geotermómetros/geobarómetros clásicos: por ejemplo la temperatura de saturación del circón (que varia con el contenido de Zr, Si, Al, Ca, Na y K de la roca/magma), etc.;  y para la presión: Al en anfíbol o el contenido normativo de ortosa-albita-cuarzo que varían con la presión.

Y de esta manera es cómo l@s geólog@s tomamos tomamos la temperatura del pasado a las rocas de nuestras Sierras, y reconstruimos la crónica geológica.

Para saber más

Rubio Pascual, F.J. (2001). Estratigrafía y tectónica del ciclo Hercínico. Memoria. En: Rodríguez Fernández, L.R. (Dtor.), Mapa geológico de España, Escala 1:50.000, 404 Ayllón. Instituto Tecnológico GeoMinero de España, Madrid, mapa y memoria, Madrid, 119 pp.

Rubio Pascual, F.J. (2013): Evolución tectonotermal varisca del Sistema Central en Somosierra-Honrubia. Tesis Doctoral. Universidad Complutense de Madrid, Facultad de Ciencias Geológicas, Departamento de Petrología y Geoquímica, Madrid, 350 pp.

González-Menéndez, L., Gallastegui, G., Cuesta, A., Rubio-Pascual, F.J., Rodríguez-Fernández, L.R., Menéndez, S., Díez-Herrero, A., López-Olmedo, F., Salazar, A., Vegas, J. (2017). Los Mármoles con Olivino del Collado de La Flecha, Sierra de Guadarrama (Madrid-Segovia). Macla (Revista de la Sociedad Española de Mineralogía), nº 22 (julio ’17), 69-70. XXXVI Reunión Científica de la Sociedad Española e Mineralogía, Oviedo, del 4 al 7 de Julio de 2017.

Agradecimientos: la página web de Geología de Segovia agradece, una vez más, al Dr. Luis González Menéndez (oficina de León del Instituto Geológico y Minero de España, IGME-CSIC), y al Dr. Francisco J. Rubio Pascual (oficinas centrales del IGME en Madrid) su colaboración desinteresada para corregir y completar esta entrada de la web.