Granitoides de La Cabrera I. Qué son y cómo se forman.

1. Los granitoides y el granito

Es una roca fácilmente identificable compuesta mayoritariamente por cuarzo, feldespato y mica. El cuarzo forma cristales granulares translúcidos con brillo vítreo, el feldespato suele ser tabular, de color blanco o rosado. Este último color se debe a la alteración de los óxidos de hierro y titanio incluidos en los cristales de feldespato potásico, y es característico aquí, en La Cabrera. La mica es biotita y/o moscovita, ambas son agregados laminares de pequeño tamaño, la primera de color negro lo que confiere al granito su característico moteado mientras que la moscovita es plateada. A los minerales claros (cuarzo y feldespatos) se les denomina félsicos y a los oscuros (biotita) máficos.

Aunque en el texto se emplee, por sencillez,  el término granitos, hay que matizar que de forma estricta son granitoides, de los cuales el granito es sólo uno de sus tipos. La clasificación de los granitoides por su composición se establece en función de su contenido en cuarzo (Q), feldespato potásico (F) y plagioclasa (P) según el triángulo de Streckeisen:

 Diferentes tipos de granitoides. E.T.S. Caminos, Canales y Puertos

La textura del granito varía según el tamaño de sus cristales. Se dice que es de grano fino cuando son inferiores a 1mm, grano medio entre 1 y 5 mm y grano grueso si es mayor. Cuando todos los cristales son aproximadamente del mismo tamaño sería equigranular, cuando algún componente, normalmente el feldespato potásico, forma cristales sensiblemente mayores (fenocristales) se dice que su textura es porfídica.

Por su aspecto en La Cabrera existen dos tipos de granito prácticamente coetáneos en su formación:

Leucogranitos. Son granitos de color claro ya que contienen más feldespato potásico y cuarzo que biotita y son de grano medio a fino lo que les hace muy resistentes a la erosión, por lo que forman los relieves más escarpados y afilados (galayos).

Monzogranitos (adamellitas). Es el más abundante. Intruyen a las rocas metamórficas y tienen una textura de grano más grueso y son más oscuros por la presencia de biotita. Se meteoriza dando lugar a depósitos arenosos llamados lehm, grus o jabre.

Imagen de un leucogranito a la izquierda y un monzogranito a la derecha.

Además existen otras facies de tipo granodiorítica, biotíticas y biotítico-anfibólicas. Otra característica es que presentan con frecuencia cavidades miarolíticas.

Miarola en granito de la cantera del Lanchar del Molino. Sieteiglesias.

2. Procesos internos. La formación del granito.

El granito es una roca ígnea y dentro de este tipo, se corresponde con una roca plutónica ácida (rica en sílice). Se forma a partir de diferenciados de fundidos de rocas en condiciones de presión y temperatura elevadas que reciben el nombre de magmas. 

Estas zonas de alta presión y temperatura se localizan en las zonas de subducción donde convergen y colisiona una placa oceánica contra otra continental. Al ser más densa la primera se dobla y hunde hacia el manto bajo la segunda.

La corteza oceánica que se encuentra hidratada suelta el agua en el manto al subducir, El agua disminuya la temperatura de fusión de la roca y genera fundidos máficos hidratados. Estos magmas, procedentes de las partes inferiores de la corteza continental  tienden a ascender desde estas profundidades superiores a 100km debido a su menor densidad, fundiendo durante el trayecto las rocas ricas en sílice por las que atraviesa. Esta fusión parcial va variando la composición química de los fundidos enriqueciéndolos en sílice (cristalización fraccionada), lo que a su vez les hace más  viscosos y por tanto más lentos, así que tienden a ralentizarse y finalmente detenerse a profundidades variables, entre 2 y 20 km a temperaturas entre 800° y 1100°, donde se enfrían y cristalizan formando plutones graníticos silíceos, que reciben el nombre de batolitos o stocks en función de su volumen y extensión. El plutón de La Cabrera, concretamente, constituye un stock.

En este otro esquema en color, la colisión se produce entre dos placas continentales y los fundidos se forman en la base de la corteza desde donde ascienden y emplazan.

3. Contexto geológico

Como se dijo anteriormente las elevadas presiones y temperaturas que permiten la fusión de la corteza se producen en las zonas de convergencia de placas.

En el caso de la formación de los granitos peninsulares esta convergencia tuvo lugar hace unos 300 millones de años (finales del Carbonífero), tras la colisión de Gondwana con Laurussia y el levantamiento de la cadena Varisca (orogenia Varisca entre -380 m.a. y -360 m.a.), una gran cordillera con alturas parecidas a las que hoy tiene el Himalaya y que se extendería desde los Apalaches a los Urales.

Durante las distintas fases de la orogenia Varisca, los sedimentos y rocas ígneas de los fondos oceánicos son comprimidos, replegados y metamorfizados. Los granitos y rocas volcánicas procedentes de una orogenia anterior (Cadominense entre -480 m.a. y – 460 m.a. – durante esta orogenia se forma un arco volcánico insular paralelo a la costa de Gondwana con intrusiones graníticas, que en algunos casos reaccionaron con otras rocas formando skarns -) se transforman  en gneises glandulares, las arcillas en esquistos y las areniscas y lutitas posteriores en cuarcitas y pizarras respectivamente. 

En las últimas fases de esta orogenia, en el Pérmico (entre -300 m.a. y -250m.a.), la compresión termina y comienza una fase distensiva en la que la corteza adelgaza tras el engrosamiento sufrido por la colisión.  Este adelgazamiento, junto con las elevadas temperaturas en profundidad, facilita como ya se ha explicado  la fusión de las rocas generando los magmas que posteriormente  ascenderán por la ya debilitada y fracturada corteza hasta emplazarse sin llegar a emerger y donde se enfriarán dando lugar a grandes masas graníticas.

Además, a través de estas fracturas, se produce la intrusión de rocas porfídicas formando diques que siguen dirección Este - Oeste. Por estas fracturas también circulan fluidos hidrotermales (fluidos acuosos a muy alta temperatura y presión cargados de sílice y metales)  que al llegar a la superficie se enfrían precipitando y cristalizando en filones de cuarzo mineralizado. En yacimientos de temperatura media-alta el cuarzo está asociado a wolframita, casiterita y molibdenita, y en los de temperatura media a sulfuros de Cu-Sn-Zn. Estas mineralizaciones, en general de escasa identidad, fueron explotadas a lo largo de los  siglos XVIII y XIX.

En otras ocasiones estas fracturas se rellenan con la intrusión de fundidos posteriores más pobres en volátiles, que se enfrían muy rápidamente dando lugar a un granitoide similar al de la roca de caja pero de grano más fino y color claro por ausencia de biotita que recibe el nombre de aplita. Debido a su textura y a la ausencia de biotita son más resistentes a los procesos erosivos que la roca en la que intruyen por lo que destacan llamativamente sobre la misma como puede observarse en la fotografía.

 

Dique aplítico en El Espaldar. Lozoyuela

A pesar de que los granitos cristalizaron y quedaron emplazados a tanta profundidad hoy  pueden verse formando parte de los relieves elevados de la Sierra. Para que esto haya sido posible ha tenido lugar un proceso de erosión que ha desmantelado los materiales superiores mientras a la vez se producía una elevación tectónica de la corteza.

Esta erosión tuvo lugar durante gran parte del Mesozoico, una era que dura unos 185 m.a. y que comprende las épocas  del Trías, Jurásico y Cretácico. Durante los primeros 150 o 160 m.a. todo el orógeno fue erosionado hasta quedar completamente arrasado y convertido en una penillanura que fue recubierta posteriormente por sedimentos depositados durante el Cretácico superior (entre -96 m.a y -65 m.a).

Por eso no existen en esta zona depósitos permotriásicos, a excepción de unas pequeñas manchas hacia el Oeste, ya en la comarca de La Ribera perteneciente a Guadalajara, y tampoco los hay jurásicos ni del cretácico inferior.

Estos depósitos cretácicos tuvieron primero un origen fluvial; ríos que desde el Oeste desembocaban en el mar de Tethys situado al Este dejando arenas silíceas y costras de óxidos de hierro. Posteriormente, y debido al ascenso del nivel del mar que invade el aplanado territorio comienzan a depositarse en un ambiente costero arcillas y depósitos carbonatados que quedarán más tarde consolidados en  margas, calizas y dolomías.

A finales del Cretácico, hace unos 60 m.a., el mar se va retirando definitivamente hacia el Este., dejando la zona como una planicie emergida. Las etapas marinas finales se resuelven en ambientes someros y áridos con fuerte evaporación que precipita el depósito de yesos en lagunas costeras y zonas encharcadas intermareales (salobrales o sebkhas).

Mientras tanto la dinámica continental ha estado acercando durante los últimos 70 m.a. las placas Euroasiática y Africana, que a su vez ha ido desplazando a la de Alborán, dejando comprimidas entre ambas a la placa ibérica hasta que se produce la doble colisión. Es entonces cuando comienza la orogenia Alpina y con ella  la elevación del territorio y el inicio de los procesos geológicos que más repercusión van a tener en el diseño del paisaje que hoy contemplamos.

Primero el choque contra Eurasia levanta por el Norte, en varias fases, los Pirineos y la Cordillera Cantábrica. Estas fases transcurren desde el Paleoceno hasta principios del Mioceno (hace 20 m.a.) en el que el progresivo empuje de África y el choque de la Placa de Alborán por el SE. levanta las Béticas. Este proceso continúa en la actualidad y es el responsable de la sismicidad del S-SE. de la Península.

El Sistema Central se eleva porque los esfuerzos de la deformación que la compresión producía en los bordes de placa se estaban transmitiendo también hacia el interior, engrosando y elevando el centro peninsular constituido por el viejo zócalo varisco recubierto por los sedimentos cretácicos.

Los materiales cristalinos que lo componen al ser rígidos responden a la compresión elevándose y hundiéndose en bloques a través de las antiguas fallas y fracturas paleozoicas que se reactivan pasando a funcionar como inversas, mientras que la cobertera sedimentaria mesozoica, al ser más plástica, se despega y pliega.

Por tanto a finales del Mioceno la antigua cordillera varisca arrasada vuelve a formar un nuevo relieve en el que los bloques levantados (pop-up) a favor de las fallas inversas cabalgan ahora sobre las zonas deprimidas (cuencas de antepaís) y quedan otra vez sujetos a los agentes erosivos.

Por eso en nuestra zona, Guadarrama, Somosierra, Ayllón,  gran parte de la cobertera mesozoica compuesta por rocas sedimentarias desaparece quedando al descubierto el zócalo cuyos materiales graníticos y metamórficos son más resistentes.

Las cuencas, en principio endorreicas o sea sin salida al mar, van siendo rellenadas y  colmatadas por los sedimentos que los ríos y torrentes arrastran y depositan en extensos abanicos aluviales quedando los materiales de mayor tamaño (gravas y arenas) más cerca del área fuente, mientras que los más finos (limos y arcillas) llegaban hasta las zonas lacustres. 

Cuando el clima se volvía más arido y la evaporación aumentaba, los compuestos que se encontraban disueltos en el agua de estos lagos precipitaban en forma de sales y sulfatos, yesos principalmente, mientras que en periodos más húmedos la actividad biológica de algas, bacterias y moluscos daban lugar a la formación de calizas diferentes en aspecto a las que se formaron en los ambientes marinos del Cretácico.

En el Plioceno, hace unos 5 m.a.,  el progresivo drenaje de la Península Ibérica hacia el oeste, hace que las cuencas sedimentarias hasta entonces endorreicas (Duero y Tajo), empezaran a vaciarse hacia el Atlántico.  Los ríos erosionan buscando su nuevo perfil de base estableciendo la red de drenaje que vemos actualmente.