El conjunto de molinos analizado no puede considerarse una muestra representativa en el sentido estadístico del término, por diversas razones: en primer lugar, porque los condicionantes económicos y de tiempo obligan a trabajar con un lote muy reducido de molinos conocidos; en segundo lugar, porque en muchos yacimientos cogotenses —por ejemplo, los de las zonas de penillanuras de Ávila, Salamanca o Zamora— son molinos realizados sobre material lítico estrictamente local, como es lógico desde el punto de vista de la conducta humana. Por ello, la selección se ha centrado en un número limitado de molinos encontrados en yacimientos donde, por su naturaleza litológica, no es posible ese aprovechamiento local. Se han escogido ciertos yacimientos ubicados en las llanuras sedimentarias, claramente alejados de las posibles áreas de aprovisionamiento e idóneos para investigar flujos de materiales entre comunidades. En definitiva, la base de este trabajo no es un conjunto procedente de un muestreo al azar, sino de una meditada selección que se orienta hacia un problema concreto y asequible en términos metodológicos y prácticos: se trata de realizar una aproximación a los mecanismos de aprovisionamiento de las comunidades de la Edad del Bronce, y no, claro está, de establecer la procedencia de todos los molinos de todos los yacimientos arqueológicos.

Una cautela similar debe tomarse respecto a los yacimientos de Cogotas I. El conjunto originario es obviamente desconocido —problema inherente a la arqueología—, disponiéndose solo de un catálogo provisional, en continuo crecimiento en relación con factores muy diversos que hacen que el área de dispersión de la cultura arqueológica sea una nube de puntos muy irregular, que viene a reflejar la actividad de las universidades de la región, la labor de algunos investigadores muy especializados, y, en gran medida, la realización de obras públicas (canales, gasoductos, autovías, ferrocarril de alta velocidad, etc.) y de operaciones urbanísticas de las décadas entre 1990 y 2010, que han dado lugar a excavaciones arqueológicas previas, a veces limitadas a pequeños sondeos, pero también actuando en grandes áreas. Añádase el conocimiento somero de muchos de los yacimientos catalogados, e incluso la complejidad estratigráfica de los mismos, que no permiten datar con precisión: más allá de su pertenencia a la primera fase de la cultura (Proto Cogotas I, Bronce Medio, ca. 1850-1450 cal AC) o a la segunda (Cogotas I Pleno, Bronce Tardío, ca. 1450-1150 cal AC), puede decirse que ciertos yacimientos son sincrónicos…, pero no necesariamente simultáneos, por lo que, al hablar de contactos entre comunidades, de líneas de flujo entre poblados, hay que situarse en una perspectiva de larga duración, apropiada para fenómenos como el poblamiento.

Las piezas de molino seleccionadas son de naturaleza granítica, gneísica y areniscosa, cuya procedencia del basamento varisco no ofrece ninguna duda.

De tales piezas, se extrajeron para su estudio 12 muestras fragmentadas de tamaño variable. En cada caso, la cantidad tomada fue de unos 300 g, y sirvió tanto para lámina delgada como para geoquímica de roca total. Para su extracción, en algunos casos, hubo que evitar una fina costra de alteración y de pátina arcillosa, localizada en la superficie de la pieza. Para causar el menor daño posible a la pieza, se consideró la parte menos visible y tosca, que generalmente es la parte convexa inferior. Con frecuencia, se trataba de piezas ya fragmentadas. También se tuvo en cuenta la mayor facilidad de extracción, la mejor rotura y la menor alteración, que generalmente se localizaba en las aristas y en las formas menos romas. Aparte de la escasez de muestra tomada, las limitaciones en la extracción supusieron en ocasiones una pérdida parcial de representatividad de la roca, sobre todo, en el caso de los granitoides porfídicos con megacristales de feldespato potásico.

De manera preliminar, se realizó una inspección muy detenida de visu de todo el conjunto de la pieza de molino. Las láminas delgadas y pulidas, según los casos, fueron preparadas en el Servicio General de Preparación de Rocas del Departamento de Geología de la Universidad de Salamanca, con grosor comprendido entre 30 y 35 micras.

El estudio petrográfico de cada una de las láminas delgadas se llevó a cabo mediante el microscopio óptico de luz transmitida y reflejada LEITZ, Larbolux 12 Pol S. Para los cómputos modales se utilizó un contador convencional de marca SWIFT, Basingstoke, acoplado a la platina del microscopio.

De las 12 muestras de partida sólo se realizaron 7 cómputos modales de sendas muestras (Tabla 2). Dos de las muestras fueron descartadas a estos efectos por su textura de grano muy grueso (AEC2 y GLM3), que hacía perder la representatividad del análisis, y por tanto, su validez. Otra de las muestras (DPC1) manifestaba un alto grado de alteración que invalidaba la determinación de la mineralogía primaria. Por último, las muestras de rocas no ígneas, como el gneis (FLE1) y la arenisca (JOV1) se descartaron también al no aportar esta técnica información relevante. En todos los cómputos modales realizados se contabilizaron un mínimo de 2400 puntos.

Cada uno de los restos del material fragmentado se molió y se preparó para su análisis químico de roca total en los laboratorios ACTLABS, Ancaster, Canadá, incluyendo elementos mayores, menores y elementos traza (Tabla 3A). La determinación de los elementos mayores se realizó por Espectrometría de Emisión en Plasma Acoplado por Inducción con un Espectrómetro Óptico (ICP-AES), modelo Plasma II de la casa comercial Perkin Elmer, con inyector automático y un equipo de microanálisis elemental LECO CNHS932, mientras que los elementos traza (45 elementos), incluyendo los elementos del grupo de las tierras raras, se determinaron mediante ICP-MS.

El análisis químico-mineralógico fue orientado al estudio de moscovitas y biotitas de las láminas delgadas metalizadas. Se realizó en el Servicio de Microsonda de la Universidad de Oviedo utilizando el equipo de microsonda Camebax (CAMECA), operando a condiciones de 15 kV y 20 nA, para un tiempo de 20 s. Normalmente, sólo se han estimado los análisis de micas con un total superior al 94 %, excepto en una muestra, que a pesar de repetir los resultados, apenas se logró superar el 93 %, debido probablemente a su alteración clorítica (Tabla 4).

Para establecer la procedencia de las 12 muestras estudiadas se sigue, en general, la marcha propuesta en el trabajo anterior (López-Plaza et al., 2016), consistente primeramente en la determinación del litotipo (tal como se ha hecho anteriormente), seguido de la consideración de las áreas fuente potenciales, pasando después a seleccionar el área fuente potencial más plausible, por ejemplo, a escala de batolito, para llegar finalmente a proponer un área fuente local a escala hectométrica o de pocos kilómetros, por ejemplo, a escala de plutón.

Su textura es predominantemente hipidiomórfica equigranular; su tamaño de grano varía de grueso a fino. Todas las muestras presentan cierta deformación, que llega a ser muy intensa en una de ellas (AEC1). La proyección en el triángulo QAP permite clasificar las rocas de este litotipo como sienogranitos, excepto una de ellas (TOR1) que entra en el campo de los monzogranitos (Fig. 3A). La plagioclasa es albítica (An_5-10). El contenido en micas es siempre elevado (12-20 % en volumen), con predominio de la moscovita, cuyo rango oscila entre 6 y 17 % (Tabla 2). En parte, la abundancia de moscovita se debe a la alteración de sillimanita. La formación histerógena de moscovita en estas muestras se refleja, sobre todo, en la moscovita acicular o en las abundantes simplectitas de moscovita-cuarzo. La proporción de minerales accesorios es baja (apatito=0,04 % y circón=0,23 %) y llama la atención la abundancia de sillimanita acicular de la muestra AEC1. La alteración de estas rocas es variable, aunque la cloritización de la biotita está siempre presente. También algunas muestras, como la SCC1 registran una alteración ferruginosa, impregnando irregularmente el conjunto de un color rojizo (Fig. 2).

Este litotipo se adscribe al grupo de los “leucogranitos peralumínicos” de macizos sintectónicos, definido por Capdevila (1969) y Castro & Corretgé (2002), por las siguientes características: 1) Texturas deformativas, al menos en el cuarzo; 2) carácter leucocrático, con abundante moscovita; 3) plagioclasa albítica no zonada; 4) carácter autóctono o sub-autóctono por la presencia de sillimanita, a veces relicta; 5) clasificación modal como sienogranito o monzogranito; 6) carácter fuertemente peralumínico (ACNK=1,21-1,31, Tabla 3A; corindón normativo= 3,47-4,63); 7) proyección en el campo I del diagrama A-B de Debon y Le Fort (1983) (no presentado); 8) rocas enriquecidas en Rb (“granitos fuertemente diferenciados” en el diagrama de Rb-Sr-Ba) (Fig. 3B); y 9) contenidos en tierras raras típicos de fundidos corticales, con acusada anomalía negativa en Eu (Eu/Eu*=0,29-0,51) y alto grado de fraccionamiento (LREE/HREE=5,5-10) (Tabla 3A).

El rasgo característico de este litotipo es la presencia abundante y casi exclusiva de biotita (17-10 % modal) sobre moscovita (Tabla 2). Las rocas de este grupo se clasifican modalmente como monzogranitos (Fig. 3A); si bien, la muestra menos leucocrática (DPC2) se proyecta próxima al campo de las cuarzomonzonitas; de hecho, en el diagrama R1-R2 de De la Roche et al. (1980) se proyecta como cuarzomonzonita (Fig. 3C).

Texturalmente, los granitoides de este litotipo tienen una textura inequigranular porfídica o bien seriada, de grano muy grueso a grueso. En la muestra DPC2 los cristales de biotita sobresalen junto con los de feldespato potásico. El tamaño de la biotita en esta muestra alcanza 0,5 mm, lo que le confiere una cierta afinidad textural vaugnerítica. También a este respecto el feldespato potásico anhedral viene a reforzar esta apreciación. En las otras dos muestras el feldespato potásico pertítico (“film perthite”) destaca en tamaño, mostrando siempre un carácter anhedral poiquilítico incluyendo a todos lo demás minerales. Además, este mineral suele presentar una extinción ondulante irregular. Un rasgo distintivo mineralógico es el de la zonación de plagioclasa de An_40-29 en el núcleo a An_25-20 en el borde. Los minerales accesorios (circón, apatito y probable monacita) son abundantes (0,5-0,6 % modal), apareciendo generalmente incluidos en biotita. Los minerales secundarios son clorita, sericita y epidota, a menudo formando parte del núcleo sausuritizado de la plagioclasa.

Los siguientes criterios concuerdan con los establecidos por Castro & Corretgé (2002) para considerarlas pertenecientes a las “granodioritas precoces”: 1) Se trata de rocas esencialmente biotíticas; 2) desarrollo de texturas de deformación, propias de macizos sintectónicos, manifestando la muestra DPC2 una foliación bien definida por la biotita; 3) amplio rango composicional en sílice, de 63,60 % (DPC2) a 68,52 % (GLM1); 4) zonado complejo en plagioclasa, con núcleo de andesina más o menos corroído; 5) carácter ligeramente peralumínico (ACNK= 1,08-1,13; Tabla 3A); 6) relativa pobreza en Rb en relación con Sr y, sobre todo, con respecto a Ba, proyectándose en el campo de “granitos anómalos del diagrama ternario de Rb-Sr-Ba (Fig. 3B), y 7) alto contenido en minerales accesorios, como circón, y por lo tanto, en tierras raras (ΣREE=162-416; Tabla 3A), aumentando drásticamente con la basicidad.

La existencia de cordierita y turmalina es el rasgo mineralógico más característico de este granito. Su textura es inequigranular con tendencia porfídica, con megacristales de feldespato potásico poiquilítico que incluye cristales de plagioclasa (oligoclasa), con una zonación que supera el 20 % de An en el núcleo. La turmalina se presenta en cristales esqueléticos, mientras que la cordierita prismática aparece alterada a clorita/moscovita y/o pinnita. También se reconoce sillimanita acicular. La cloritización en esta muestra es muy intensa. Es destacable la ausencia de deformación. Se clasifica como monzogranito en el diagrama R1-R2 (Fig. 3C). Su contenido relativamente alto en Rb no impide que se proyecte en el campo de los “granitos fuertemente diferenciados” del diagrama ternario Rb-Sr-Ba (Fig. 3B). Otros rasgos geoquímicos distintitos son su moderada anomalía en Eu (Eu/Eu* = 0,47) y su carácter fuertemente peralumínico (ACNK = 1,19) (Tabla 3A).

Se trata de una roca de textura subvolcánica, porfídica, con fenocristales mayoritariamente idiomorfos de feldespato potásico, plagioclasa, cuarzo y biotita, que a menudo se dispone en cúmulo-cristales. El cuarzo típicamente muestra golfos de corrosión. La matriz microcristalina es esencialmente cuarzofeldespática. Como accesorios, aparecen circón y apatito. Son visibles en muestra de mano algunos enclaves milimétrico-centimétricos y microgranudos de probable composición cuarzodiorítica. En el diagrama R1-R2 se proyecta en el campo de las granodioritas (pórfido granodiorítico o microgranodiorita) (Fig. 3C).

Como suele ser común en este tipo de rocas, se manifiesta una intensa y generalizada alteración. Son muy abundantes los pseudomorfos de clorita a partir de biotita y probablemente de anfíbol en secciones idiomorfas basales. Hay que destacar que la alteración a clorita suele ir acompañada de epidota, titanita, leucoxeno, y muy significativamente, de prehnita y pumpellita, que se disponen en cristales fibroso-radiados o de manera sub-paralela a la exfoliación del pseudomorfo de clorita.

Desde un punto de vista geoquímico, presenta bajos contenidos en Rb (126 ppm) (Fig. 3B), P₂O₅ (0,14 %) y, sobre todo, de Cs (2,30 ppm), pero altos contenidos en Th, Zr y tierras raras (Tabla 3A), distribución que podría estar en relación con el proceso de alteración hidrotermal. Su carácter peralumínico (ACNK=1,17) (Tabla 3A) también puede ser consecuencia del alto grado de alteración de esta roca.

Ambas muestras tienen una mineralogía similar, con cuarzo, feldespato potásico, plagioclasa, moscovita, biotita y granate (Tabla 2 para REC1). Su textura, sin embargo, es diferente (Fig. 2), con un bandeado migmatítico constituido por un leucosome y un melanosome en FLE1, y un bandeado más residual en REC1, que frecuentemente desaparece, confiriendo a la roca un aspecto más granudo y de tendencia diatexítica. A nivel mineralógico, cabe resaltar una plagioclasa ligeramente más cálcica en REC1 (An_07-20) que en FLE1 (An_04-12) y una mayor proporción de feldespato potásico frente a plagioclasa, que claramente indica que el protolito fue un sienogranito.

Desde un punto de vista geoquímico, ambos tipos de (orto)gneises son muy similares (Tabla 3A), con una gran riqueza en sílice, especialmente la muestra FLE1, moderado peraluminismo (ACNK=1,18-1,20) y pobreza en Fe, Mg, Ti y Ca. Es decir, representan protolitos graníticos muy diferenciados, lo que se confirma mediante su proyección en el campo de los “granitos fuertemente diferenciados” del diagrama ternario Rb-Sr-Ba (Fig. 3B). Es relevante su acusada anomalía en Eu (Eu/Eu*=0,26-0,27) y el muy bajo grado de fraccionamiento en tierras raras (Tabla 3A).

Se trata de una arenisca lítica de colores oscuros, constituida por clastos de fragmentos de roca predominantemente areniscosos, metapelíticos y de chert, cuyo tamaño puede alcanzar varios milímetros. Su compactación es elevada, pero no registra deformación post-deposicional. Geoquímicamente, es una roca pobre en Na₂O y CaO (Tabla 3A), propio de un importante componente pelítico; sin embargo, su alto contenido en sílice (77,3 %) y su escasa proporción de Al₂O₃ (11 %) (Tabla 3A) es coherente con la relativa escasez de clastos pelíticos en relación con los ricos en cuarzo, confiriéndole una aceptable aptitud para piedra de molino a pesar de la aparente inadecuación del litotipo.

Este litotipo, constituido por una sola muestra, se aparta del grupo de los “leucogranitos peralumínicos” de macizos sintectónicos por las siguientes peculiaridades: 1) ausencia de deformación significativa (cuarzo sin extinción ondulante); 2) plagioclasa más cálcica (oligoclasa débilmente zonada); 3) presencia de sillimanita relicta, cordierita y turmalina; y 4) contenidos más altos en CaO y Sr (Fig. 3B).

Estas peculiaridades, combinadas con su peraluminismo, permiten correlacionarlo con el grupo de los “leucogranitos alóctonos” y tardíos de la banda de Boal-Los Ancares, ajustándose a los criterios de Corretgé et al. (2004). Dentro de los plutones de esta banda es el de Ponferrada el que presenta gran afinidad con la muestra AEC2, como indica el diagrama de Nachit et al. (1985) sobre la composición de las biotitas del conjunto del plutón (Fig. 10A), utilizando los datos de Fernández Suárez et al. (1992) y de Gallastegui (2002).

La mitad suroriental del Plutón de Ponferrada está constituida por una facies de dos micas porfídica, al igual que la muestra AEC2. Los datos de geoquímica de roca total de esta facies, proporcionados por Fernández-Suárez (1994), presentan una gran afinidad, especialmente las muestras PO6 y PO11 del citado autor (Tabla 3B), mostrando esta última una desviación estándar media de 0,32 respecto a AEC2/PO11 = 1 para 31 elementos químicos (Fig. 10C). Igualmente, mediante el diagrama de normalización al condrito (Fig. 10B) se constata una gran similitud en los elementos traza. El hecho que la muestra del molino tenga mayor contenido en tierras raras pesadas, junto con Y y Hf, se interpreta por su mayor contenido en circón, lo cual, a su vez, se puede justificar por una escasa cantidad de muestra analizada y, además, probablemente con un mayor contenido en partículas finas, es decir, en biotita y en sus inclusiones consecuentes de circón. El resto de los elementos normalizados a PO11 dan relaciones AEC2/PO11 muy próximas a la unidad. El mayor contenido en biotita de la muestra AEC2 es coherente con su mayor contenido en Ba y V (378 ppm frente a 295 ppm de Ba, y 14 ppm frente a 11 de V) (Tablas 3A y B). El contenido en monacita o en el mineral portador de Th y tierras raras ligeras, sin embargo, apenas se habría visto afectado, ya que la relación Th/Ce no cambia de AEC2 a PO11 (Th/Ce=0,22).

Desde un punto de vista geográfico, resulta coherente que las muestras más afines sean las más próximas al exocontacto SE del plutón, como la PO11, porque es el material granítico menos distanciado del propio yacimiento. Además, el acceso al lugar de extracción de la muestra pudo haberse realizado a través de los valles de los afluentes del río Sil, bien el río Meruelo, el Boeza, o ambos (Fig. 11).

La intensa alteración de este pórfido granodiorítico, con formación de abundantes minerales sílico-cálcicos, hace restringir la propuesta de área fuente potencial a la Zona Cantábrica, donde la alteración hidrotermal de los cuerpos de granitoides es un rasgo distintivo y específico, en contraste con los granitoides de la Zona Astur-Occidental Leonesa y Centro-Ibérica, en los que el hidrotermalismo se desarrolla más bien en las facies diferenciadas de los plutones o en sus manifestaciones filonianas.

Algunas texturas específicas, como la textura microporfídica con la biotita polimorfa como mineral cúmulo, así como la existencia de microenclaves dioríticos, indican una gran similitud con los granitoides del subtipo G1 de La Pernía, tipificados por Corretgé et al. (1987), donde los pequeños cuerpos subvolcánicos granodioríticos de estas mismas características son ciertamente abundantes. Más en concreto, la singular presencia de prehnita y pumpellita, en asociación con la cloritización de la biotita, proporciona un criterio de muy alto grado de certidumbre sobre la procedencia de la Zona Cantábrica, y en concreto, del grupo de granitoides G1 de La Pernía. La aparición de estas ceolitas es relativamente frecuente en granitoides poco profundos en relación con la actividad hidrotermal desarrollada a bajo grado metamórfico, pero esta aparición es muy rara en el Macizo Ibérico y es prácticamente exclusiva de la Región Palentina (Corretgé et al., 1987). En todo caso, la aparición de estos minerales alumínico-cálcicos requiere que el granitoide biotítico contenga, por un lado, proporciones relativamente elevadas en Ca (CaO>1 %) (Tulloch, 1979) y, por otro lado, ha de haber disponibilidad de un fluido acuoso a baja presión, condiciones que se dan en los granitoides G1 de la Región Palentina.

Estas deducciones se confirman por criterios geoquímicos, aunque la falta de análisis químicos completos impide una comparación sistemática, lo que se dificulta, además, por el variable grado de alteración hidrotermal. Aun así, los elementos mayores, mediante el diagrama A-B de Debon & Le Fort (1983) (Fig. 12A), vienen a confirmar la afinidad de la muestra DPC1 con los granitoides G1 de La Pernía. A pesar que su proyección en el diagrama A-B entra dentro de un campo solapado con los G3, es altamente improbable su adscripción a este grupo, que no presenta la intensa alteración con minerales sílici-cálcicos de los G1, sino fundamentalmente cloritización y sericitización, de acuerdo con Corretgé et al. (1987). Algunos elementos traza, mediante el diagrama Rb versus Y+Nb, también sugieren la afinidad con los G1 (Fig. 12B). Además, los contenidos en Nb, Zr y Sr de la muestra DPC1 entran dentro del rango de los granitoides G1, según los datos de Corretgé et al. (1987).

Dentro del grupo G1, la muestra DPC1 guarda gran similitud en los elementos mayores con la muestra granodiorítica CP13 del stock de Estalaya (Fig. 12 A; Tablas 3A y B), caracterizado por una alteración metasomática que da lugar a la biotita prehnitizada (González Montero et al., 1989), con rasgos texturales idénticos a los de la muestra DPC1.

En conclusión, se propone como área fuente local el propio stock de Estalaya, o bien, alguno de los afloramientos de los alrededores del actual embalse de Váñez en el río Pisuerga, incluyendo el stock de Carracedo, donde han sido descritos efectos metasomáticos relevantes que dieron lugar a la formación de un endoskarn y mineralización de calcopirita, mispiquel y magnetita y, ocasionalmente esfalerita, cobres grises, pirrotina y löllingita (Martín Izard et al., 1986). La distancia entre la localidad de Cervera de Pisuerga, situada en el borde del basamento, y los afloramientos plutónicos más meridionales de los G1 es desde 300 m hasta unos 2 km. No podría extrañar, por tanto, que los hombres de la Edad del Bronce accedieran al lugar de extracción de la muestra por el propio valle del río Pisuerga, descubriendo eventualmente alguno de los minerales metálicos citados anteriormente.

Por su naturaleza, clasificación y ausencia de deformación, este tipo de roca se asocia a los sedimentos detríticos de las cuencas estefanienses que afloran en sinclinales, internamente no deformados, de la Zona Cantábrica y Astur-Occidental Leonesa, que, por otra parte, están relativamente próximos al yacimiento de Jabares de los Oteros (León) (Fig. 11).

A fin de encontrar la afinidad geoquímica con areniscas de la misma formación se han comparado los datos geoquímicos disponibles de areniscas del Estefaniense B-C de la Zona Cantábrica, utilizando las muestras PG7, PG8 y PG11 de Pastor-Galán et al. (2013), que guardan características geoquímicas propias y contrastadas con respecto a las del Estefaniense A y Pérmico. Mediante los diagramas de normalización (Figs. 15A y B; Tablas 3A y B) se llega a las siguientes deducciones:

No se dispone de datos geoquímicos completos de las areniscas de la Cuenca del Bierzo para su comparación, aunque se trataría de una zona continental más elevada que la Zona Cantábrica, que integra las cuencas de La Magdalena, Ciñera-Matallana y Sabero con una probable relación genética entre ellas (Truyols Santonja, 1983). Por otra parte, las areniscas estefanienses de la Cuenca del Bierzo contienen un elevado contenido en fracción pelítica, tanto en los clastos como en la matriz (Santamaría & Robles Casas, 1990), lo cual difiere de la muestra JOV1, que presenta significativamente una gran proporción de clastos areniscosos y de chert.

Desde un punto de vista geográfico, resulta coherente la proposición de la muestra PG11 como indicativa del área fuente local en la cuenca de La Magdalena ya que se trata de la zona estefaniense de más proximidad al yacimiento de Jabares de los Oteros (Fig. 11), en contraste con las otras dos muestras PG7 y PG 8 de Pastor-Galán et al. (2013), situadas en puntos más septentrionales de la Zona Cantábrica (fuera del mapa de la Fig. 11). El valle del río Bernesga y los de sus afluentes pudieron haber facilitado el transporte desde el lugar de extracción hasta el yacimiento.

La determinación de las áreas fuente locales ha permitido llegar a proponer los siguientes modelos de flujo del material pétreo (Fig. 16): a) Modelo radial o centrípeto (muestras JOV1, AEC2 y ortogneises REC1 y FLE1), estando definido por la procedencia de lugares relativamente cercanos del borde del basamento. b) Modelo de flujo en diagonal SO-NE (leucogranitos y granitoides biotíticos), de largo alcance que cruza la Cuenca del Duero, incluyendo, en realidad, dos subflujos paralelos, con distancias extremas en línea recta de 122 km (muestra DPC2) y 174 km (muestra SCC1). Y c) Modelo de flujo de proveniencia lejana y direcciones próximas a N-S (muestras DPC1 y AEC1).

La procedencia de los materiales pétreos de piezas arqueológicas, como los molinos estudiados, representa una oportunidad para desarrollar una metodología de aplicación geológica que aúna múltiples criterios, desde petrográficos, químico-mineralógicos y geoquímicos, además de los referentes a la Geología Regional. La finalidad concreta radica en llegar a proponer unas áreas fuente potenciales y finalmente, en cada caso, un área fuente local, de acuerdo con una marcha sistemática previamente establecida (López-Plaza et al., 2016), que se inicia con la determinación de los litotipos y que comúnmente acaba encontrando una especificidad y correspondencia mediante los elementos traza, de tal manera que la signatura geoquímica resulta ser una huella arqueológica fidedigna.

Como resultado del estudio de las 12 muestras de piezas de molino se llegan a proponer diversas áreas fuente locales (Fig. 16) con alto grado de certidumbre, cuya optimización, no obstante, puede resultar incompleta, dependiendo tanto de la especificidad y representatividad de la muestra estudiada, como de la disponibilidad de las muestras objeto de comparación.

Algunas de las muestras estudiadas reúnen una alta especificidad, no solo por sus características geoquímicas, sino sobre todo por sus características petrográficas y mineralógicas, como son la arenisca lítica del Estefaniense JOV1, el granito cordierítico de dos micas (±turmalina) AEC2, y el pórfido granodiorítico DPC1, con prehnita-pumpellita, permitiendo la determinación del área fuente local con alto grado de certidumbre. Otras muestras, como los gneises, presentan alta especificidad por los elementos traza. Y finalmente la especificidad encontrada para los leucogranitos y granitoides biotíticos está basada tanto en las composiciones químico-mineralógicas como en los elementos traza.

La falta de representatividad de algunas muestras de granitoides biotíticos y leucogranitos, debida a la técnica básica de extracción, se ha paliado, en parte, recurriendo a la comparación entre muestras afines de distintos yacimientos, lográndose establecer afinidades por pares de muestras, lo cual unido a criterios discriminativos geoquímicos muy específicos, como el contenido en Th, permite, por un lado, delimitar el área fuente local, y por otro, establecer un nexo geológico (y arqueológico) entre diversos yacimientos.

Los resultados del trabajo posibilitan algunas reflexiones: