estudio geológico de la falla de vivero y estructuras asociadas en la

Trabajos de Geología, Univ. de Oviedo, 27 : 97-157 (2007)

Estudio geológico de la falla de Vivero y estructurasasociadas en la región de Guntín

(Lugo, NO de la Península Ibérica)

LÓPEZ-SÁNCHEZ, M. A.

Departamento de Geología, Universidad de Oviedo. C/ Jesús Arias de Velasco s/n. 33005. Oviedo.Equipo CONSOLIDER “Topo-Iberia”. Correspondencia: [email protected]

Resumen: En los alrededores de Guntín (Lugo), la falla de Vivero comporta una zona de cizallade más de 2 km de anchura, en la que los criterios cinemáticos relacionados con los diferentes tiposde estructuras indican invariablemente un movimiento de bloque de techo hacia el O. La deforma-ción se manifiesta de modo diferente en las rocas de los bloques inferior y superior, los cuáles seencuentran separados por una falla frágil (la falla de Vivero s. str.). En el primero (domo de Lugo),las rocas muestran una foliación milonítica paralela al trazado de la falla de Vivero, desarrollándo-se esencialmente en condiciones de la facies de los esquistos verdes. En el bloque superior seobservan diferentes tipos de estructuras (foliaciones tectónicas con buzamientos bajos, pliegues,clivajes secundarios de tipo C’, boudins, etc.) que permiten establecer dos etapas de deformación.La primera se relaciona con la formación de un bandeado tectónico muy penetrativo, caracteriza-do por la actuación de mecanismos de deformación plástica intracristalina y disolución por presiónen el cuarzo. Durante la segunda, se desarrollan fallas frágiles que cortan a las estructuras anterio-res y que presentan un clivaje de crenulación asociado con un desarrollo variable en cuya forma-ción no intervienen mecanismos de plasticidad intracristalina. Además, este clivaje es de planoaxial de pliegues con vergencias hacia el O. Desde el punto de vista metamórfico, destaca la exis-tencia en el bloque superior de rocas con porfiroblastos de andalucita pseudomorfizados por agre-gados de micas y cianita que se disponen en franjas paralelas a la zona de cizalla entre rocas conmetamorfismo regional convencional y que no están relacionadas con el emplazamiento de grani-tos en el bloque superior. Los eventos de calentamiento en estas rocas se relacionan con el caloraportado por el bloque inferior y el emplazamiento de granitos en el mismo durante la extensión yexhumación del domo de Lugo. La presencia de cianita parece indicar la existencia de fuentes decalor puntuales (intrusiones graníticas) y/o el alejamiento de algunas rocas del bloque superior conrespecto al domo de Lugo durante el movimiento de la zona de cizalla. Finalmente, de la superpo-sición de estructuras de naturaleza frágil sobre fábricas de naturaleza dúctil en el bloque inferior,junto con otros datos disponibles sobre el domo de Lugo tales como su evolución metamórfica, lasedades 40Ar/39Ar de enfriamiento y la edad de cristalización U/Pb del plutón de la Tojiza, se infie-re una relación entre el desarrollo de la falla de Vivero y su zona de cizalla asociada y el levanta-miento y exhumación del domo de Lugo.

Palabras clave: Orógeno Varisco, Guntín, falla de Vivero, zona de cizalla, Antiforme del Ollo deSapo, domo de Lugo.

Abstract: The Viveiro fault involves a complex zone more than 2 km thick of shear deformationin the region of Guntín (Lugo). The kinematical criteria related to the different structures show une-quivocally a top-to-the-west motion. The deformation shows differents styles in the footwall andthe hangingwall, which are separated by a brittle fault (the Vivero fault s. str.). In the former (Lugodome), the rocks show a mylonitic foliation mainly developed after a peak metamorphic conditions

En el cinturón orogénico varisco del NO de la penínsulaIbérica existe una importante zona de cizalla dúctilextensional con un falla frágil asociada de al menos 140km de longitud, la falla de Vivero (Parga Pondal et al.1967; Matte 1968), que separa dos dominios paleogeo-gráficos diferentes (Fig. 1) y presenta una estructurainterna compleja. Este accidente tectónico ha sido citadoen numerosos trabajos hasta la actualidad, existiendo unconsenso general con respecto a la mayoría de los aspec-tos geométricos y, en menor medida, sobre su interpreta-ción. Así, en el aspecto temporal, el movimiento de lafalla de Vivero ha sido interpretado como: i) contempo-ráneo con el acortamiento cortical producido por la oro-genia varisca en diferentes momentos (p. ej. Martínez-Catalán, 1985; Aranguren y Tubía, 1992; Bastida et al.,1993; Fernández-Suárez et al., 2000); ii) nucleada en losestadios tardíos de la última fase de plegamiento, mien-tras que los últimos movimientos son posteriores al acor-tamiento (Martínez et al., 1996; Reche et al., 1998a y b);iii) separando en el tiempo la zona de cizalla dúctil aso-ciada, que consideran contemporánea al movimiento delManto de Mondoñedo, de la falla frágil de Vivero, queconsideran que se movió posteriormente al cese de laorogénia varisca (Martínez-Catalán et al., 2003); iv)como una falla de colapso extensional del orógeno varis-co posterior al acortamiento (Aranguren et al., 2003). Enla última década, se han publicado varios trabajos (Recheet al. 1998a y b; Martínez et al. 2001) sobre el metamor-fismo de las rocas afectadas por la zona de cizalla asocia-da a la Falla de Vivero; en ellos se puede constatar quelas rocas del bloque superior muestran un metamorfismo

complejo difícil de explicar mediante un modelo tectóni-co sencillo.

El objeto de este trabajo es la revisión de la estratigrafía,la estructura y el metamorfismo del bloque superior afec-tado por la zona de cizalla asociada a la Falla de Viveroen el área de Guntín, partiendo de la realización de unacartografía geológica de calidad. Para la realización de lacartografía geológica se han utilizado mapas topográfi-cos de base a escala 1:25.000. Puntualmente, donde lageología así lo requería, se han utilizado mapas topográ-ficos de escalas mayores (entre 1:5.000 y 1:15.000),junto con fotografía aérea ortorrectificada. En el análisisestructural se ha seguido el protocolo establecido en losmanuales modernos de geología estructural (p. ej.,Ramsay y Huber, 1983 y 1987; Passchier y Trouw,2005).

Para la nomenclatura de las rocas metamórficas se haseguido las indicaciones de Winter (2001) y en el caso derocas de falla se seguirá la clasificación de Sibson (1977)modificada por Scholz (1990). Para la nomenclatura delos minerales se ha utilizado la simbología propuesta porKretz (1983).

Situación geográfica

La región estudiada se sitúa en el NO de la PenínsulaIbérica y se enmarca dentro de la hoja nº 97 (Guntín) delMapa Topográfico Nacional a escala 1:50.000. Desde elpunto de vista del relieve, esta zona se encuadra dentro

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into the greenschist metamorphic facies that arranges parallel to the Vivero fault. In the hanging-wall, different types of structures (tectonic foliations with low dips, folds, C’ type shear band cle-avages, boudins, etc.) allow to establish two deformation phases. A pervasive tectonic banding cha-racterized by quartz ductile behaviour (intracrystalline plasticity mechanism) and pressure solutionwas developed during the first. The second phase is characterized by the development of brittlefaults which cut the previous structures and shows an associated axial planar non-pervasive crenu-lation cleavage of west-facing folds in which formation doesn’t involve intracristalline plasticitymechanisms. From the metamorphic point of view, there are rocks in the hangingwall with anda-lusite porphyroblasts pseudomorphosed by mica and kyanite aggregates arranged in elongatedstrips parallel to the shear zone between rocks with simple regional metamorphism. These rocksare not related to granite emplacements into the hangingwall, but to heating events related to thetransferred heat from the footwall and the granite emplacements in this one during the extensionand unroofing of Lugo dome. The appearance of kyanite seems to indicate the existence of isola-ted heat sources (granitoid intrusions) and/or something rocks of the hangingwall moved awayfrom the Lugo dome during the shear zone movement. Finally, the overprint relation of brittlestructures over the ductile fabrics in the footwall is related to other Lugo dome available data, suchas its metamorphic evolution, the 40Ar/39Ar cooling ages and the U/Pb crystallization age of theTojiza pluton, to infer a relation between the Vivero fault and its related shear zone and the upliftand unroofing of the Lugo dome.

Key words: Variscan belt, Guntín, Vivero fault, shear zone, Ollo de Sapo Antiform, Lugo dome.

de “A Terra Chá”, en un nivel aplanado superior a 700 mde altitud que pasa por las localidades de Meira,Rebordaos, Antas de Ulla, Palas de Rei, Monterroso yChantada. De todas formas, tomando como referencia lacuenca del río Miño, aguas abajo de Lugo el relievecomienza a cambiar y a combinarse áreas aplanadas conpequeños montes y depresiones debido a la aparición depequeñas cuencas de ríos que son afluentes del Miño (ej.Ferreira, Neira y Tordea). En el área de Guntín el relieveestá muy marcado por la cuenca del río Ferreira y, enparte, por la erosión diferencial del basamento varisco enla zona (Fig. 2). Así, pueden observarse alineacionesmontañosas con direcciones N-S y NO-SE siguiendo lasestructuras variscas como, por ejemplo, las cuarcitas cul-minantes del Ordovícico Inferior. Las mayores altitudesde la zona se encuentran en la parte nororiental del mapa,en la que aflora el leucogranito de Hombreiro, dondevarios picos superan los 700 m, mientras que las másbajas, de 375 m, se encuentran en la parte surorientaldentro de la cuenca del río Ferreira.

Antecedentes geológicos y situación de la zona en elcontexto regional

Aunque la zona de Guntín ya fue citada en laDescripción Geognóstica del Reino de Galicia (Schulz,1835), el primer trabajo que hace una aportación relevan-te y concreta a la misma es el de Hernández Sampelayo(1935), en el cual se describe muy sintéticamente laestructura de la zona y se considera una parte de las piza-rras de Guntín como silúricas por analogía con las piza-rras carbonosas silúricas de otras zonas, aunque sin tenerdicha asignación probada. Es en el trabajo de PargaPondal y Gómez de Llanera (1963) donde por primeravez se citan yacimientos de fósiles (crinoideos, braquió-podos, graptolites y quizás bivalvos) en las pizarras delos alrededores de Guntín, asignándoles una edadLudlow inferior. Posteriormente, Romariz (1969) citadiversos yacimientos en esquistos negros ampelíticos deGuntín, que considera de edad Wenlock.

También cabe mencionar algunos trabajos que, aunquede carácter más general, aportaron el sustrato geológicosobre el que se desarrollarían trabajos posteriores.Destacan entre ellos: el mapa petrográfico-estructural deGalicia de Parga Pondal (1963) y su posterior revisión en1967, que supuso un gran avance en cuanto a la ubica-

ESTUDIO GEOLÓGICO DE LA FALLA DE VIVERO Y ESTRUCTURAS ASOCIADAS... 99

Figura 1. Situación del área estudiada en el mapa de las unidades tectonoestratigráficas del noroeste de la Península Ibérica (basado en Julivert etal., 1974 y Farias et al., 1987).


Figura 2. Modelo digital del terreno de la zona estudiada. Las flechas azules indican la alineación producida por la erosión diferencial de las cuar-citas culminantes del ordovícico inferior.

ción geológico-regional de la zona de Guntín; el trabajode Matte (1968), en el que se sintetiza la estructura gene-ral del Antiforme de Ollo de Sapo, incluyéndola en eldominio de los pliegues acostados y replegados y se defi-nen dos fases de deformación principales; y, por último,el estudio del metamorfismo realizado por Capdevila(1969), que establece las bases sobre las que se desarro-llan posteriormente los trabajos sobre esta materia.

Casi todos los trabajos anteriores a la década de lossetenta que se refieren concretamente a la zona deGuntín estaban encaminados al establecimiento de lasucesión estratigráfica. La primera cartografía detalladade la zona se debe a Abril Hurtado y Pliego Dones(1976), que realizan un mapa geológico a escala1:50.000 y aportan nuevos hallazgos de fauna silúrica enlas ampelitas y también precisiones sobre la estructura yel metamorfismo. Asimismo, cabe destacar la publica-ción del mapa a escala 1:200.000 de la Hoja de Lugo, porGonzález Lodeiro et al. (1981). La realización de estemapa, basado en las cartografías previas a escala1:50.000 del proyecto MAGNA, propició una revisiónsistemática y selectiva de las cartografías anteriores yayudó a sintetizar y exponer todos los conocimientosgeológicos de dicha zona.

La zona estudiada se enmarca dentro de la Zona Centro-Ibérica (ZCI) del Mazico Ibérico (Julivert et al., 1972) ydentro de ésta, en el Dominio del Ollo de Sapo (DOS)(Farias et al., 1987) (Fig. 3) , el cual está caracterizado porla existencia de gneises glandulares de edad ordovícicadenominados “Ollo de Sapo” (Parga Pondal, 1960;Riemer, 1963; Capdevila et al., 1964; Parga Pondal et al.,1964; Barrera et al., 1989; Ortega et al., 1996), granitos

sintectónicos y áreas con metamorfismo regional de altogrado. Este dominio esta limitado en su parte septentrional(provincia de Lugo) por dos accidentes tectónicos: la fallade Valdoviño (Iglesias y Choukroune, 1980) al O y la fallade Vivero (Parga Pondal et al, 1967; Matte, 1968) al E.

Desde el punto de vista geológico, el área de Guntín sesitúa en la antiguamente denominada Gran Banda dePizarras Carbonosas (Hernández Sampelayo, 1935;Parga Pondal, 1960), que constituye un estrecho sinfor-me en cuyo núcleo afloran materiales silúricos. Por el Ose encuentra la falla de Vivero, que separa dos dominiostectono-estratigráficos diferentes, el DOS y la ZonaAsturoccidental-Leonesa (ZAOL) (Lotze, 1945; Julivertet al., 1972).

La parte septentrional del DOS se caracteriza por pre-sentar una secuencia metasedimentaria preorogénicaesencialmente siliciclástica que abarca desde elOrdovícico al Silúrico. La ZAOL, en cambio, presen-ta una potente secuencia de rocas siliciclásticas (másde 11.000 m) de edad cambro-ordovícica que se apo-yan discordantemente sobre rocas precámbricas; porencima se sitúan los niveles silúricos y localmentepuede alcanzarse la base del Devónico. En general,tanto en la ZAOL como en el DOS, los materiales silú-ricos muestran una gran uniformidad (pizarras negrascarbonosas, en general) y espesores más bien reduci-dos (de unos pocos centenares de metros).

La secuencia en la parte septentrional del DOS comien-za con un conjunto de gneises de origen volcánico ácido,lavas (riodacitas), tuffs y rocas subvolcánicas definidascomo Formación Ollo de Sapo cuya edad de formación


Figura 3. División en zonas del MacizoHespérico (tomada de Farias et al., 1987)

es básicamente Tremadociense (Valverde-Vaquero yDunning, 2000; Montero et al., 2007; Bea et al., 2007).Este conjunto volcanodetrítico no existe en la ZAOL ysupone la mayor diferencia desde el punto de vista de lalitoestratigrafía entre los dos dominios.

La estructura del DOS en su parte septentrional secaracteriza por la sucesión de dos etapas principales dedeformación (D1 y D2) ya definidas por Matte (1968).Las estructuras D1 consisten en grandes pliegues isocli-nales o asimétricos vergentes al E que se relacionan conuna foliación tectónica de plano axial (S1). Estas estruc-turas se encuentran replegadas por pliegues subvertica-les D2, relacionados con un clivaje de crenulación espa-ciada subvertical (S2). Ambos sistemas de pliegues soncoaxiales, de modo que su interferencia da lugar amodelos del tipo 3 de Ramsay (1967). La foliaciónregional dominante es a veces la S1, pero con frecuen-cia la foliación S2 llega a transponer completamente laS1. Así, por ejemplo, Bastida et al. (1993) y Aller yBastida (1996) consideran que la mayoría de plieguesdibujados por la cuarcita culminante del OrdovícicoInferior en la zona más septentrional del Antiforme deOllo de Sapo son de segunda generación. En las cerca-nías de la falla de Vivero existen pequeños pliegues asi-métricos generalmente no cilíndricos de plano axialsubhorizontal y vergencia hacia el O con ejes subpara-lelos a la dirección de la falla (Martínez et al., 1996).Estos pliegues se encuentran asociados a una foliaciónque presenta un desarrollo variable, desde una fábricadébil asociada a pliegues kink en zonas de baja defor-mación, a un clivaje de crenulación desarrollado o unbandeado tectónico que oblitera casi completamente lasfábricas anteriores en las zonas de alta deformación.

En la ZAOL, en cambio, se ha establecido una fase más dedeformación situada temporalmente entre las dos arribadescritas (Marcos, 1973) y que se caracteriza por el des-arrollo de cabalgamientos con transporte tectónico hacia elE que llevan asociadas zonas de cizalla localizadas deamplitud variable (Marcos, 1973; Bastida y Pulgar, 1978;Martínez-Catalán, 1985; Aller y Bastida, 1993).Observando en conjunto el DOS y la ZAOL, habría queconsiderar tres fases de deformación, de modo que la D2

del DOS es equivalente a la D3 de la ZAOL, ya que en lazona septentrional del DOS los cabalgamientos con trans-porte hacia el E y zonas de cizalla asociadas no se mani-fiestan.

Tanto en el DOS como en la ZAOL existe un metamor-fismo sinorogénico de tipo regional y un plutono-meta-morfismo. Este metamorfismo se caracteriza por una dis-tribución de las isogradas en bandas alargadas paralelasa la dirección de las estructuras mayores (Martínez y

Rolet, 1988). Es un metamorfismo plurifacial y polifási-co en el que se diferencian dos eventos que son comunesa las dos zonas: el primer evento (M1) representa unmetamorfismo regional sincinemático relacionado con elengrosamiento cortical durante la colisión varisca, consecuencias de tipo bárico intermedio; mientras que elsegundo evento (M2) se da tardíamente con relación a lafase de acortamiento, es de relativa baja presión y secaracteriza por asociaciones minerales con presencia deandalucita y sillimanita. Este evento esta relacionado conel emplazamiento de magmas graníticos sintectónicos.La naturaleza y características generales de este meta-morfismo han sido tratados en los trabajos de Capdevila(1969), Bastida y Pulgar (1978), Martínez y GilIbarguchi (1983), Martínez-Catalán (1985), Bastida et al.(1986) Suárez y Corretgé (1987), Martínez et al. (1988),Martínez y Rolet (1988) y Suárez et al. (1990). En laparte basal del Manto de Mondoñedo (ZAOL), tienelugar un tercer evento metamórfico (M3) que se caracte-riza por un retrometamorfismo acusado debido a unevento descompresional (Martínez-Catalán, 1985;Bastida et al., 1986; Reche et al. 1998a). Posteriormenteal metamorfismo sinorogénico, existe en las zonas inter-nas del orógeno varisco un metamorfismo de contactorelacionado con la intrusión de granitos postectónicosy/o sintectónicos tardíos.

Martínez et al. (2001) describen un nuevo evento meta-mórfico en la banda de rocas silúricas ricas en Al2O3

adyacentes a la falla de Vivero, caracterizado por unasecuencia metamórfica excepcional andalucita-cianita-andalucita. La primera aparición de andalucita se podríaencuadrar dentro del evento M2, mientras que la últimaaparición parece ser debida al metamorfismo de contac-to de los granitos tardíos; por tanto definen un eventoretrogrado post-M2 y previo al metamorfismo de contac-to con presencia de cianita en grados bajos. De todasmaneras, una de las principales conclusiones que sepuede obtener de estos trabajos es que el modelo meta-mórfico general del orógeno varisco, al menos en estazona, es demasiado simplista y no logra explicar todoslos hechos que se observan.

Estratigrafía

Dentro de la zona estudiada, la primera divisiónestratigráfica de los niveles pizarrosos paleozoicossituados por encima del Ollo de Sapo fue estableci-da por Abril Hurtado y Pliego Dones (1976). Estadivisión incluye de muro a techo las siguientes uni-dades:

-Esquistos de Marzán (equivalente a las Pizarras oCapas de los Montes de Riemer, 1963) (300-400 m).


Está constituida por esquistos micáceos y cuarcitasfeldespáticas de algunos centímetros de potenciageneralmente con estructuras sedimentarias (loadcasts, slumpings, ripple marks, granoclasificación yestratificaciones cruzadas). Los materiales pelíticosson más abundantes hacia techo de la formación. Enlos términos más pelíticos al techo de la formación seintercalan lentejones ferríferos de origen oolítico, muydiscontinuos y de escasas dimensiones.

-Cuarcitas con Cruziana: La serie anterior culmina con untramo de cuarcitas de hasta 100 m de potencia que intercalaalgún nivel fino esquistoso. Consideran su edad Skiddawiense(Arenig, Ordovícico Inferior) por comparación con la edad deeste mismo nivel el sur de Monforte, donde fue datado porRiemer (1963) y Matte (1968).

-Formación Luarca: está constituida por pizarras oscurasde tonalidad azulada con algunas intercalaciones cuarcíti-cas. Aunque carecen de fauna, consideran su edad comoOrdovícico Medio-Superior por comparación con la edadde estas pizarras en otras partes del NO de la península.

-Pizarras grafitosas (ampelitas) con fauna del Silúricorelativamente abundante, con una edad que se extiendedesde el Llandovery superior al Wenlock; su espesorvaría entre 30 y 100 m.

-Esquistos con alto contenido en grafito y algunos lechoslenticulares de ampelitas intercalados (1000-1200 m).Cerca del contacto con el nivel infrayacente se localizanfósiles de edad Ludlow inferior (Parga Pondal y Gómezde Llanera, 1963).

Esta división litoestratigráfica de los materiales paleo-zoicos presenta algunos problemas, a saber: i) La ausen-cia o falta de definición de las rocas del Ordovícico supe-rior (Formación Agüeira), cuya presencia ha podido serreconocida en este trabajo; ii) El excesivo espesor quepresentan los materiales silúricos en las cartografías pre-vias, con una estimación que varía entre 1030-1300 m,que contrasta mucho con el establecido en otros lugaresdel NO de la Península (ver Iglesias y Robardet, 1980;Gutiérrez-Marco y Robardet, 1991).

Por lo que respecta a la cobertera post-varisca, segúnAbril Hurtado y Pliego Dones (1976), los materiales ter-ciarios reposan subhorizontalmente sobre el sustrato,tanto ígneo como metamórfico, mediante un contactodiscordante, y están formados por depósitos continenta-les generalmente rojizos, de gran heterogeneidad estrati-gráfica y litológica.

La figura 4 resume la sucesión estratigráfica delPaleozoico establecida en el presente trabajo; lascaracterísticas y peculiaridades de cada una de susunidades se describirán a continuación. La distribu-ción cartográfica de estas rocas puede observarse enla figura 5.

Las Capas de los Montes y las cuarcitas culminantes delOrdovícico Inferior

Las Capas de los Montes constituyen una serie formadapor filitas y cuarcitas. Las filitas presentan colores grisclaro, verdosos y/o azulados, y muestran comúnmenteintercalaciones arenosas milimétricas y porfiroblastos decloritoide. Las capas arenitico-cuarcíticas más gruesasson de color blanco o gris claro y muy puras, con espe-sores que van de milimétricos decimétricos; en algunoslugares (p. ej. al norte de San Fiz) llegan a alcanzar espe-sores excepcionales de hasta varios metros. Entre estasrocas, destaca un nivel cuarcítico de espesor decimétricomuy característico, de color blanco (con un contenido encuarzo mayor del 80%) con un moteado de mineralesnegros y un relativamente alto contenido en circón, quese puede observar en la mayoría de las zonas con abun-


Figura 4. Columna estratigráfica de la zona de Guntín. Los espesoresrepresentados son espesores mínimos. Los espesores de las Capas delos Montes están tomados de Abril Hurtado y Pliego Dones (1976).

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dancia de cuarcitas. Dentro de estas zonas con litologíasgruesas se encuentran también capas de esquistos deespesor centimétrico a decimétrico con porfiroblastos degranate y anfibolitas, ricas en hierro, de color verde muyoscuro, cuando están poco alterados, a verde pistacho,cuando están muy alteradas, (Fig. 6). En los afloramien-tos presentan generalmente una pátina exterior de altera-ción de tonos pardo-anaranjados. Estas rocas, por lasrelaciones observadas tanto en el campo como al micros-copio parecen tener un origen sedimentario.

Un corte representativo de esta formación se encuentraentre los km 19 y 20 de la carretera N-547, donde seobserva que de O a E se va pasando de una serie de fili-tas bastante monótonas (Formación Luarca) a un conjun-to de materiales en el que la serie es más limolítica y seintercalan numerosas capas cuarcíticas de hasta un metrode espesor (ver Fig. 37 más adelante).

Las cuarcitas culminantes son un conjunto de cuarcitasblanquecinas bien estratificadas y de espesor métrico, quese intercalan entre micaesquistos con finas capas de cuar-cita. Estos materiales dan lugar a importantes resaltestopográficos debido a su gran resistencia a la erosión (verp. ej. Fig. 2), por lo que comúnmente han sido utilizadas

como un nivel guía. Fuera de la zona de cizalla, existenbuenos afloramientos en todo el nivel que va desde lalocalidad de Guimarei hasta A Volta da Varela, mientrasque dentro de la misma, únicamente afloran con claridadal NE de San Fiz (x: 604960; y: 4750490). El espesortotal de este nivel es de unos 75 m aproximadamente.

Las Formaciones Luarca y Agüeira

En los materiales ordovícicos del flanco E del Antiforme delOllo de Sapo existen dos niveles cartografiables. El prime-ro se apoya concordantemente sobre las cuarcitas culminan-tes y no suele dar buenos afloramientos. Consta principal-mente de filitas, en general de grano muy fino y de coloresnegros, grises oscuros y en menor medida verdosos,muchas veces ligeramente alteradas dando tonos violáceos.Cerca de la base, debido a que el contacto con las cuarcitasculminantes se hace gradualmente, pueden presentar algunaintercalación esporádica de areniscas blanquecinas de espe-sor centimétrico, generalmente laminadas, muchas vecesalteradas a colores rojizos. También pueden intercalar espo-rádicamente esquistos muy alterados con porfiroblastos degranate (p. ej. x: 599450; y: 4756575) (Fig. 6B y D). Elespesor total de este nivel oscila entre 200-260 m. Este pri-mer nivel se asigna a la Formación Luarca.

Figura 6. (A) Anfibolita verde oscura (muestra COT-14); (B) Esquisto verde con porfiroblastos de granate (muestra COT-4); (C y D) Láminas del-gadas de los esquistos verdes con porfiroblastos de granate intercalados en niveles de areniscas (muestras COT-3 y 30). Ver situación en el mapade muestras (Anexo I).

Por encima y concordantemente se apoya un conjunto defilitas negras tableadas que dan cierto resalte topográficoy permiten seguir el contacto entre estos dos nivelesordovícicos. Hacia techo, estas filitas van intercalandocapas limolíticas, adquiriendo tonos verdosos, y capas decuarcitas blancas centimétricas. En general puede decir-se que es un tramo de grano algo más grueso que el ante-rior aunque su aspecto general es bastante parecido. Elespesor de este nivel es de unos 490 m aunque puntual-mente puede llegar a los 600 m de espesor. Este segundonivel se asigna, por sus características, a la FormaciónAgüeira. En resumen, el conjunto de rocas delOrdovícico medio-superior presenta un espesor aproxi-mado de 750 m.

Los afloramientos de la parte O correspondientes aestas formaciones se caracterizan por presentarzonas en las que dominan litologías detríticas grue-sas y otras en las que domina una sucesión esencial-

mente pelítico-limolítica muy homogénea. Estasúltimas están formadas por filitas negras o gris azu-ladas oscuras muy monótonas, que pueden presentarporfiroblastos negros de cloritoide (< 1 mm) y, enmenor medida, porfiroblastos de granate alterados(en torno a los 2 mm) y son correlacionables con laFormación Luarca. Esporádicamente, estas litologí-as más finas pueden llegar a presentar tonos de alte-ración violáceos. También se observan puntualmen-te en estas rocas huecos milimétricos con formacúbica, posiblemente debidos a sulfuros (pirita).Cerca del muro, unos metros por encima de las cuar-citas culminantes, existe un nivel muy característicode filitas/esquistos verdes con porfiroblastos de gra-nate de hasta 3 mm (Fig. 7A y C) (afloramientos deCotoroxo, x: 603270, y: 4754130; O de Gondarén, x:604260, y: 4751820; N de San Fiz, x: 604950, y:4750450), que parece comparable al encontrado enla zona O (cfr. Fig. 7B y D).


Figura 7. (A) Esquisto verde oscuro con porfiroblastos de granate cerca de la base de la Formación Luarca en los afloramientos de la parte E(Cotoroxo); (B) Esquisto con tonos pardos y porfiroblastos de granate cerca de la base de la Formación Luarca en los afloramientos del O (al Ode la localidad de O Burgo); (C y D) Comparación en entre las dos rocas (muestras COT-17 y 33) en lámina delgada. Fijarse que las dos muestraspresentan un boudinage general que afecta a los granates.

Ampelitas y pizarras de Llagarinos

La sucesión silúrica comienza con una serie de filitasnegras ampelíticas fosilíferas (en adelante se utilizará eltérmino ampelita para referirse a pizarras carbonosas onegras bituminosas, usualmente piríticas), muy monóto-nas, que pueden presentar alguna intercalación arenosa yniveles ricos en pirita (Fig. 8A y C). La pirita tambiénpuede mostrarse como nódulos que alcanzan tamaños dehasta 5-6 cm (Figs. 8D). Al NE de Carteire existe un aflo-ramiento continuo relativamente poco afectado por plie-gues en el que ha podido calcularse un espesor mínimo de100 m para estos materiales.

En estos niveles han sido hallados nuevos yacimien-tos de graptolítes y crinoideos en varios lugares: i)Graptolítes: en la pista que sale hacia el NE en uncruce al Norte de Regodeiras, en el afloramiento queexiste al atravesar el río (x: 601050, y: 4752440) y en

el camino que va desde curva de la carretera CP 49-02 (x: 606900, y: 4746620) hacia Pedrouzos. ii)Crinoideos: en la antigua carretera de la N-547 al Ode Guntín muy cerca de la falla de Vivero (x: 605580;y: 4749410).

De las ampelitas se pasa concordantemente a unaserie de filitas con colores gris-azulados claros, aveces con porfiroblastos, en las que se intercalanpizarras negras grafitosas y, en menor medida, algunacapa arenosa de grosor centimétrico. El transito conlas ampelitas infrayacentes es a veces neto (ej. en lacarretera N-640 cerca de Irixe, x: 605550, y:4748270) y otras veces parece gradual (en la carrete-ra N-547, a la altura de As Madorras). En estas filitasclaras han sido hallados restos de crinoideos cerca deAs Madorras (Fig. 8B) donde también hallaron faunaParga Pondal y Gómez de Llanera (1963). Su espesormínimo es al menos de 85 m.


Figura 7. (A) Esquisto verde oscuro con porfiroblastos de granate cerca de la base de la Formación Luarca en los afloramientos de la parte E(Cotoroxo); (B) Esquisto con tonos pardos y porfiroblastos de granate cerca de la base de la Formación Luarca en los afloramientos del O (al Ode la localidad de O Burgo); (C y D) Comparación en entre las dos rocas (muestras COT-17 y 33) en lámina delgada. Fijarse que las dos muestraspresentan un boudinage general que afecta a los granates.

Aunque la sucesión descrita es válida para la mayor partede los afloramientos silúricos, se han reconocido diferen-tes niveles cuya asignación precisa es dudosa. Así, se hanobservado niveles de pizarras ampelíticas moteadas yfilitas y/o esquistos negros azulados moteados (Figs. 9A,B y C) debido a la presencia de antiguos porfiroblastosde andalucita y al crecimiento posterior de porfiroblastosde cianita (ej. al NO de Cobreiro, coordenadas x:601670, y: 4751300; x: 601750, y: 4751800; x: 601380,y: 4752440). Posiblemente se correspondan con los nive-les anteriores, aunque su historia metamórfica diferenteles proporcione un aspecto algo diferente.

Del mismo modo, se han reconocido al S de A Conguada(cerca del río Ferreira) niveles de filitas y esquistosnegros muy monótonos con porfiroblastos de cianitarelativamente abundantes (a veces observables a simplevista) y, en menor medida, intercalaciones de cuarcitasnegras o intercalaciones puntuales de ampelitas conespesor métrico. No se ha podido establecer una correla-ción fiable de estos materiales con los ordovícicos o silú-ricos, aunque la presencia de ampelitas apunta hacia lasegunda posibilidad.

Por último, se han observado también niveles de cuarci-tas negras o grises relativamente abundantes con espeso-res que oscilan entre unos pocos milímetros y 40 cm,intercaladas con filitas negras-azuladas muy satinadas,

esquistos de tamaño relativamente grueso (recristaliza-do, no detrítico), con presencia de cianita, y en menormedida, filitas negras. El afloramiento más representati-vo se encuentra en el corte de la carretera N-640 entre lascoordenadas y: 4746000, y: 4747000. Estas rocas apare-cen en una banda alargada en la dirección de las estruc-turas variscas cercanas a un contacto mecánico situado alE. Hacia el Sur (SO de O Mazo) estos mismos materia-les no están tan recristalizados y su aspecto es el de rocasordovícicas, pertenecientes a las Capas de los Montes oa la Formación Agüeira. También cabe destacar que al Ede Irixe y dentro de esta banda, se intercalan rocas muyparecidas a las descritas en el párrafo anterior, lo quepone en duda estas correlaciones.

Serie de Villalba (ZAOL)

Adyacente a la falla de Vivero por el O afloran siempreunos micaesquitos de grano grueso de edad Precámbrica(Barrois, 1882) denominados Serie de Villalba porCapdevila (1969). Estas rocas presentan una foliaciónmilonítica muy penetrativa, por lo que resulta difícil larealización de una descripción desde el punto de vistaestratigráfico o sedimentológico. Se caracterizan por pre-sentar grandes cristales de moscovita y biotita, a veces clo-ritizada. La presencia de grandes cristales de moscovita(de hasta 3 mm) confiere a estas rocas un marcado carác-ter lustroso muy característico. Además, la presencia de


Figura 9. (A) Ampelita silúrica moteada recogida al NO de Cobreiro, cerca del puente que atraviesa el río; (B y C) Filita oscura moteada con cia-nita (muestra COT-49, ver situación en el mapa de muestras del Anexo I).

porfiroblastos de granate y estaurolita les concede unaspecto ligeramente noduloso. Estas características hacenque estas rocas sean fácilmente reconocibles en campo.

Materiales terciarios

Los materiales de edad terciaria se corresponden esencial-mente con alternancias de arcillas versicolores (predominan-do los tonos rojizos) que esporádicamente presentan cantosde rocas paleozoicas. Estos materiales se disponen discor-dantemente sobre el sustrato paleozoico o precámbrico y enla zona estudiada se distribuyen principalmente por el blo-que inferior de la falla de Vivero (Fig. 5). Puntualmente, alsur de la localidad de Lousadela y dentro del bloque supe-rior, afloran una serie de brechas (de probable edad terciaria)cuya matriz está formada por óxidos de hierro. Las brechasestán constituidas por cantos angulosos de cuarcitas y filitas

paleozoicas foliadas y presentan tamaños entre centimétri-cos y métricos, disminuyendo éste hacia techo.

Consideraciones sobre la sucesión estratigráfica

En la zona estudiada, la distinción entre las formacionesordovícicas, sobre todo entre las Capas de los Montes yla Formación Agüeira puede resultar difícil e inclusoimposible de realizar en ausencia de afloramientos conseries continuas. No obstante, existen dos niveles guíaque permiten en gran medida establecer una cartografía:los niveles de cuarcitas blancas culminantes delOrdovícico Inferior y las ampelitas silúricas.

La separación entre las formaciones Luarca y Agüeira esfácil de realizar en los afloramientos más occidentales,sobre la base del incremento de la fracción limolítica en


Figura 10. Zonas estructurales establecidas enla región de Guntín.

la secuencia pizarrosa continua del Ordovícico Medio-Superior. Sin embargo, en los afloramientos del E, alestar limitados por fallas, las correlaciones no sonobvias. Así, estos últimos afloramientos presentan zonascon filitas gris oscuras monótonas correlacionables conla Formación Luarca y zonas con intercalaciones cuarcí-ticas en las que no se han observado criterios de polari-dad, resultando a priori, difícil de situar estratigráfica-mente por encima o por debajo de dicha formación. Aúncon estas dificultades, varios indicios nos permitencorrelacionar estos niveles con las Capas de los Montespor: i) la presencia de afloramientos con cuarcitas blan-cas con capas de espesor métrico, similares a la cuarcitaculminante del Ordovícico Inferior (p. ej. en x: 604960,y: 4750500; x: 605150, y: 4749820); ii) la correlacióncon la observación realizada en el afloramiento de laparte O (x: 599450, y: 4756580) donde los esquistos ver-des con porfiroblastos de granate se encuentran a murode la Formación Luarca, muy cerca de la cuarcita blancaculminante, hecho que también se observa en la zona deSan Fiz (ver Fig. 35); iii) los materiales que se encuen-tran en la banda E son en general más gruesos (conmayor contenido en areniscas/cuarcitas) que los defini-dos como Formación Agüeira en esta zona; y iv) la fre-cuencia y cantidad con la que aparece al cloritoide comomineral metamórfico, evidenciando una composiciónquímica rica en alúmina, composición que ha sido citadano solo en los materiales silúricos, sino también en nive-les del Ordovícico Inferior en el dominio del Manto deMondoñedo (Hoschek, 1967).

Mención aparte merece la presencia de niveles anfibolí-ticos de carácter sedimentario asociadas con las litologí-as más gruesas, que podría hacer pensar que estos mate-riales no son ordovícicos o que provengan del metamor-fismo de niveles en parte carbonatados que si se han defi-nido en la Formación Agüeira (o inmediatamente porencima de ella) en el Sinclinal de Truchas (Nollau, 1966;Matte, 1968; Pérez-Estaún, 1978). Sin embargo, existen

varios hechos que constatan su inclusión dentro de lasCapas de los Montes. Así, i) las anfibolitas presentan unacomposición muy particular, como lo demuestra el hechode que el anfíbol que contienen sea única o esencialmen-te cummingtonita, y la ausencia de plagioclasa, por loque no parecen correlacionables con otros niveles deanfibolitas citados en el NO peninsular; además el bajo omedio grado metamórfico que presentan los materialesen los que se encuentran intercaladas hace que no seaviable su correlación con la mayoría de los materialesalóctonos del NO peninsular o con materiales contenien-do anfibolitas y pertenecientes al bloque inferior de lafalla de Vivero (tales como los descritos en la ZAOL); ii)las asociaciones minerales que presentan estas anfiboli-tas son típicas de rocas básicas o sedimentos ferromag-nesianos (Melgarejo, 2003); En consecuencia, lo másprobable es que estas rocas deriven de los lentejonesferríferos que se encuentran a techo de las Capas de losMontes; iii) las rocas en las que están intercaladas lasanfibolitas son ricas en Mn, como lo demuestra el hechode que presentan asociaciones minerales con granate ysin biotita; este tipo de sedimentos ricos en Mn ha sidoobservado también en la zona norte del cinturón pelíticode Vivero o en el Domo de Boal-Los Ancares en elDominio del Navia-Alto Sil (ver por ejemplo Reche etal., 1998a y b y Martínez et al., 2004) y siempre estánrelacionados con las rocas ordovícicas y nunca con lassilúricas; y iv) la consideración de las anfibolitas comocámbricas o silúricas no parece posible teniendo encuenta las características litológicas de la secuencia quelas incluye, que apunta claramente hacia el Ordovícico.

Estructura

La mayor parte de la zona de trabajo se encuadra dentrode una zona de cizalla compleja (la falla de Vivero). Enzonas de este tipo, las rocas presentan comúnmente evi-dencias de varios estadios de deformación y condicionesmetamórficas superpuestas, lo que hace complicada la


Figura 11. (A) Distribución de lospolos y planos de la foliación miloníti-ca; contornos cada 3,5 %. (B)Distribución de las lineaciones minera-les asociadas a la foliación milonítica(orientación media 273/33); contornoscada 4,5%. Proyecciones estereográfi-cas, hemisferio inferior, equiárea.Contornos de densidad por el métododel 1% de Fisher.

definición e interpretación de las fases de deformación.Una manera de facilitar el trabajo consiste en definir uni-dades estructurales pequeñas que reúnan característicasrazonablemente homogéneas, integrándolas después enun marco más global. Uno de los mayores problemas queplantea el análisis estructural en la zona estudiada serelaciona con el hecho de que en las zonas de cizalla pue-den generarse fácilmente estructuras superpuestas duran-te una misma fase de deformación. Debido a ello, sesepararán las estructuras en dos fases de deformacióndiferentes si se considera útil a efectos prácticos, indi-cando en estos casos la posibilidad de que se hayan for-mado en el transcurso de un único evento.

Las estructuras de carácter regional se asignarán a fasessucesivas (con la nomenclatura convencional D1, S1, L1,etc.) y en el texto se describirán con el adjetivo ‘regional’(p.ej., clivaje pizarroso regional). Las fases asociadas ala deformación en la zona de cizalla de la falla de Viverose designarán como Dzc1, Dzc2, etc., con sus correspon-dientes foliaciones Szc1, Szc2, etc.; lineaciones de intersec-ción Lzc1 (S0+1 con Szc1), Lzc2 (S0+1 con Szc2) y Lzc (Szc1 conSzc2), etc.; y de estiramiento Lzce o minerales Lzcm.

Para descripción de la estructura dividiremos la regiónestudiada en zonas que presentan suficientes rasgos distin-tivos, tanto desde el punto de vista estructural como meta-mórfico, como para ser tratadas como conjuntos individua-les. Estas zonas son (Fig. 10): i) la parte del bloque inferioradyacente a la falla de Vivero (Zona I); ii) el bloque supe-rior de la falla de Vivero afectado por la zona de cizalla,donde se individualizan tres zonas (II a IV); y iii) los mate-riales silúricos y ordovícicos que no están afectados por lazona de cizalla (Zona V).

Zona I: El bloque inferior de la falla de Vivero

Aquí se disponen siempre micaesquistos de la Serie deVillalba. Desde el punto de vista estructural pueden con-siderarse tectonitas LS, con una foliación miloníticafuertemente desarrollada (Fig. 12) que transpone todafoliación anterior y que muestra un trazado paralelo a lafalla de Vivero, con un buzamiento medio de 36º al SO(oscilando entre 22 y 52º) (Fig. 11A). Sobre el plano dela foliación milonítica se observa una lineación mineraly/o de estiramiento con dirección E-O y una inclinaciónentre 10 y 45º hacia el O (Fig. 11B). Además, esta folia-ción presenta de forma generalizada bandas de cizallaextensionales de tipo C’ (Fig. 12A) que junto con otroscriterios cinemáticos (p. ej. sombras de presión asimétri-cas) indican un sentido de movimiento diferencial detecho hacia el O. Se han recogido tres muestras adyacen-tes a la falla que se describen pormenorizadamente den-tro del anexo III.

Bajo microscopio, las rocas muestran grandes porfiroblas-tos de granate y estaurolita que presentan texturas de des-equilibrio. Algunas muestras incluso presentan una cloriti-zación bastante generalizada (p. ej. COT-59). El granatemuestra de forma generalizada inclusiones orientadas conpatrones rectos que se disponen oblicuas a la foliaciónmilonítica que las rodea (Figs. 12A, D y E), sin presentaruna continuidad clara entre ellas. Este tipo de relaciónmatriz-porfiroblasto no permite establecer una relacióndefinitiva entre el desarrollo de la foliación milonítica y elcrecimiento del granate (Johnson y Vernon, 1995), ya quelos porfiroblastos han podido desarrollarse entre dos fasesde deformación diferentes (esto es, un crecimiento inter-tectónico entre D1 y la foliación milonítica) o en los esta-dios iniciales o finales de una única fase de deformación,en este caso la foliación milonítica (ver Fig. 7.31 y expli-cación en Passchier y Trouw, 2005). Por otra parte, losporfiroblastos de estaurolita presentan relaciones semejan-tes al granate (Figs. 12B y F) aunque en algunos casos seobserva la continuidad entre las inclusiones orientadas y lafoliación milonítica (Fig. 12F). Aun así, presenta los mis-mos problemas de interpretación que en el caso del grana-te (cfr. con la Fig. 7.14 de Passchier y Trouw, 2005).

El cuarzo presenta evidencias de procesos de deformaciónintracristalina y de acomodación, tales como la extinciónondulante y límites de subgrano no especialmente marca-dos pero generalizados, pero sobre todo resalta la geome-tría lobulada de los límites de grano que presentan laszonas ricas en cuarzo (Fig. 12C), evidenciando una recris-talización dinámica del tipo GBM, lo que implica segúnStipp et al. (2002) unas condiciones de temperatura de almenos 500ºC en algún momento del desarrollo de la folia-ción milonítica.

La existencia de una foliación milonítica, acompaña-da por una lineación de estiramiento y mineral ynumerosos criterios cinemáticos permiten afirmar queestas estructuras se relacionan con una zona de ciza-lla de trazado aproximado NNO-SSE, inclinada haciael O y con un movimiento de techo también hacia elO. Aunque de norte a sur van cambiando las orienta-ciones de los planos de foliación paralelos a la fallade Vivero debido a un plegamiento suave con ejes N-S descrito por Martínez-Catalán (1985), las lineacio-nes minerales y de estiramiento presentan una direc-ción predominante E-O con muy poca dispersión(Fig. 11). Considerando que la lineación y la foliaciónmilonítica se encuentran íntimamente relacionadas,dichos cambios deben de ser contemporáneos con elmovimiento de la falla.

La coexistencia espacial de estructuras dúctiles (la folia-ción milonítica) y frágiles (la falla discreta de Vivero)



Figura 12. A) Aspecto general de la foliación milonítica con una banda de cizalla de tipo C’ que indica un movimiento sinistral (hacia el SO); losporfiroblastos de granate presentan inclusiones orientadas con patrones rectos y sombras de presión asimétricas indicando un movimiento diferen-cial coherente con las bandas C’. B) Aspecto de la foliación milonítica con peces de biotita. C) Cuarzos con límites lobulados mostrando evidenciasde una recristalización dinámica de tipo GBM. D y E) Porfiroblastos de granate mostrando inclusiones orientadas con patrones rectos oblicuos a lafoliación milonítica y sin continuidad con ella. F) Pofiroblastos de estaurolita mostrando inclusiones de cuarzo orientadas con patrones rectos gene-ralmente oblicuos a la foliación milonítica. lp, luz polarizada; nc, nicoles cruzados. Ancho de vista: A, B, C y F - 8 mm; D y E - 5,3 mm.

induce a suponer que su desarrollo quizá tuvo lugar den-tro de la zona de transición entre los regímenes friccio-nal y cuasi-plástico; otra posibilidad es que el levanta-miento del bloque inferior ponga estructuras inicialmen-te dúctiles dentro del campo frágil. En coherencia conesto último, las rocas del bloque inferior registran unmetamorfismo cuya trayectoria es claramente descom-presiva (Martínez Catalán, 1985; Bastida et al., 1986;Reche et al., 1998) por lo que esta última parece ser laopción más probable. También es necesario anotar que eldesarrollo de la foliación milonítica tuvo lugar, al menosmayoritariamente, en condiciones metamórficas másbajas que las que representa el clímax metamórfico delas rocas del bloque inferior (en facies de las anfibolitas),teniendo en cuenta la relación matriz-porfiroblastos y lacloritización generalizada de algunas muestras, donde laclorita incluso crece sintectónicamente a la milonitiza-ción en las sombras de presión de los porfiroblastos (Fig.12D). La presencia de mecanismos de acomodación en elcuarzo de relativamente alta temperatura durante el des-arrollo de la foliación milonítica no indica a favor ni encontra de que la deformación comenzó en la facies de lasanfibolitas, ya que no indica nada sobre las condicionesde presión y podría tratarse también de un metamorfismode baja presión y alta temperatura contemporáneo al des-arrollo de la zona de cizalla.

Zona II: Primera zona limitada por fallas en el bloquesuperior de la falla de Vivero, con rocas que contienenandalucita y cianita.

Esta constituida por rocas principalmente silúricas y enmenor proporción ordovícicas, separadas por contactosmecánicos, que frecuentemente registran historias meta-mórficas diferentes. Cerca de los límites de la unidad,las rocas presentan geometrías anastomosadas, a vecescaóticas, cuerpos de roca estirados con formas lenticula-res e incluso rocas de falla propias de un régimen frágilde deformación. Además, las rocas de esta zona son lasque presentan el mayor grado metamórfico dentro delbloque superior de la falla, siendo típica la aparición deasociaciones minerales con estaurolita; también soncomunes las rocas de aspecto noduloso, con andalucitarelicta o totalmente sustituida por agregados micáceos yen algunos casos cianita. En el contacto con la Zona Iexiste una banda discreta (de varios metros de espesor)con rocas muy deleznables y estructura caótica (Fig. 13).En un corte situado al O de Guntín (Fig. 14), se observanun conjunto de rocas de aspecto noduloso (debido a laexistencia de porfiroblastos retrogradados de andalucita)y alterado de edad incierta (denominadas “rusty schists”en los trabajos de Martínez et al., 1996 y Reche et al.,1998a y b), que se encuentran incluidas en rocas silúri-cas, generalmente ampelitas, mediante contactos mecá-nicos. En la práctica totalidad del afloramiento se obser-va una fábrica penetrativa paralela a la estratificación enla que se desarrollan bandas de cizalla extensionales detipo C’, tanto a escala de afloramiento como microscópi-ca, indicando un movimiento del bloque de techo haciael O; en la parte situada más al O, llega a observarse másde una foliación y también pliegues. También son muycomunes las venas de cuarzo.


Figura 13. Rocas de falla cerca dela localidad de Vilar (x: 608260; y:4746550). Las litologías correspon-den a ampelitas (de color gris-azula-do) y rocas arcillosas deleznables(de tonos blanquecinos).


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Figura 15. A) Ampelita silúrica situada en la parte más occidentaldel corte de la Fig. 14, donde se observan dos foliaciones; la folia-ción espaciada se dispone paralela al plano axial de pliegues convergencias hacia el SO. B) Pseudomorfo de estaurolita que mues-tra inclusiones con patrones curvados en su interior; abajo a laizquierda, detalle de cristales de cuarzo con límites de geometríalobulada. C) Pseudomorfo de andalucita que muestra inclusionesorientadas con patrones rectos oblicuos a la foliación exterior y encontinuidad con ésta. lp, luz polarizada, nc, nicoles cruzados. El Ose encuentra a la derecha de las fotos. Ancho de vista: A – 8 mm;B – 1,35 mm; C – 5,3 mm.

Figura 16. A) Porfiroblastos de moscovita mostrando inclusiones orien-tadas con patrones rectos y sombras de presión asimétricas que indicanun movimiento diferencial de techo hacia el O; en la parte inferior seobservan cristales de clorita crecidos postectónicamente con respecto ala foliación continua. B) Cristal de moscovita con inclusiones orienta-das rectas oblicuas a la foliación continua. C) Porfiroblasto de cloritacrecido sobre un cristal anterior de biotita debido a la retrogradación; elcrecimiento del nuevo cristal de clorita sobrepasa el límite del antiguocristal de biotita, creciendo sobre las sombras de presión, lo que indica-ría un crecimiento contemporáneo con la formación de éstas. lp, luzpolarizada, nc, nicoles cruzados. Ancho de vista: A, B y C – 1,35 mm.

En lámina delgada, al igual que en campo, se observa eldesarrollo de una sola foliación excepto en la muestrarecogida más al O (COT-40; ver Figs. 14, 15A y B). Lafoliación continua es un clivaje formado por la orienta-ción preferente de los opacos, las micas y las agujas derutilo (Figs. 15C y 16) que se dispone prácticamenteparalela a la estratificación. Presenta además numerososelementos de fábrica (porfiroblastos) con simetría mono-clínica (Figs. 16A y B) dando criterios cinemáticos cohe-rentes con los que indican los clivajes de bandas de ciza-lla de tipo C’. Todo esto apunta a que la foliación se des-arrollo mayoritariamente en un régimen de cizalla sim-ple. Además, es muy común la presencia de límites lobu-lados entre cristales de cuarzo (Fig. 15B) típicos de unarecristalización dinámica del tipo GBM de alta tempera-tura (Stipp et al. 2002). Superpuesto a este clivaje se des-arrolló un clivaje de crenulación de plano axial y conaspecto irregular (Figs. 15A y B).

Una de las muestras recogida en ampelitas (COT-40) pre-senta porfiroblastos pseudomorfizados de estaurolita quepresentan inclusiones orientadas con pliegues helicíticos,por lo que su crecimiento puede considerarse sintectónicoscon respecto al clivaje continuo. En las rocas nodulosas(COT-41 y 43) se observan pseudomorfos de andalucitaque conservan en su interior inclusiones orientadas conpatrones rectos que se disponen oblicuos a la foliaciónmilonítica externa (Fig. 15G). Esta misma disposición,también es típica en los porfiroblastos de moscovita (Figs.16A y B) y clorita (retrogradados de biotita) (Fig. 16C).Como se ha expuesto anteriormente, este tipo de relaciónmatriz-porfiroblasto presenta problemas para su interpreta-ción (ver Figs. 7.14 y 7.31 en Passchier y Trouw, 2005).Debido a esto, no puede descartarse que la foliación conti-nua transponga o represente más de una fase de deforma-ción. Por otra parte parece existir una sustitución generalde biotita por clorita debido a un proceso de retrograda-ción. La retrogradación es claramente postectónica respec-to a la foliación milonítica (ver p. ej. Fig. 16A) pero nopuede descartarse que algunas lo hayan hecho sintectónica-mente, ya que muchas veces se encuentran porfiroblastosde clorita que sobrecrecen el antiguo cristal de biotita sobrela sombras de presión (Fig. 16C). Una descripción másminuciosa de esta lámina puede encontrarse en el anexo III.

Más al sur, se han recogido dos muestras (COT-47 y 48)que parecen mostrar claramente que, al menos en algu-nas muestras, el crecimiento de la andalucita y la estau-rolita se produjo contemporáneamente al desarrollo dela foliación milonítica (ver descripción y figura enanexo III).

Dentro de esta unidad, han sido halladas rocas de fallafrágiles al O de Lousadela (Fig 17, en x: 608320; y:

4745570) con venas e inyecciones de un material oscuroque recuerda a la pseudotaquilita. Su estudio resulta difí-cil debido a que son materiales muy deleznables y fuer-temente alterados.


Figura 17. Rocas de falla al O de Lousadela (x: 608320; y: 4745570).A) Aspecto general del afloramiento, con rocas de falla foliadas y muyalteradas. B) Detalle de una capa cuarcítica brechificada. C) Pequeñasfracturas y venas rellenas de un material muy oscuro con aspecto depseudotaquilitas que cortan la foliación previa de las rocas de falla.

El contacto con la Zona III se observa en un afloramien-to excepcional que se sitúa al E de Vilar do Salgueiro (x:601440; y: 4757920) en la carretera que asciende desdeeste pueblo a la carretera comarcal CP24-05 (Fig. 18);aquí existe una falla de buzamiento muy bajo hacia elOSO. Las rocas del bloque inferior se encuentran mez-cladas (p. ej. ampelitas silúricas imbricadas con esquis-tos verdes del Ordovícico inferior-medio que presentanporfiroblastos de granate), mostrando geometrías de tipoboudin y en cierta medida caóticas, rocas cornubianíticasmuy alteradas y alguna intrusión esporádica de granitoi-des de tamaño métrico. Todo este conjunto de rocasmuestra además una foliación muy marcada paralela a lafalla.

Zona III. Unidad formada por rocas ordovícicas y limita-da por fallas.

Las rocas de esta zona registran un metamorfismoregional en facies de esquistos verdes (zona de la clori-ta) y se encuentran limitadas al E y al O por fallas frá-giles que cortan a la estratificación; en general, estoslímites son fácilmente cartografiables debido a la resis-tencia de los materiales ordovícicos a la erosión, queproduce su resalte topográfico. El límite meridional dela zona se encuentra al sur de Lousadela, mientras quehacia el norte se prosigue fuera de la zona estudiada. LaZona III sigue aproximadamente el trazado general dela falla principal de Vivero; la estratificación presentauna dirección general NO-SE (Fig. 19), excepto en la

parte más septentrional en la que la dirección es N-S(Fig. 5). Como norma general, la foliación dominantees un bandeado tectónico bien desarrollado al quecomúnmente se asocia una lineación de estiramiento dedirección aproximada E-O (Fig. 19D). Dependiendo deltipo de protolito y de la situación de cercanía con res-pecto a accidentes tectónicos de escala cartográfica(falla dentro de la zona de cizalla) las rocas pueden des-arrollar hasta tres foliaciones superpuestas. A continua-ción se describen las principales características de lasfoliaciones presentes en los diferentes protolitos.

1) Filitas y psamopelitas: pueden presentar desde unasola foliación tectónica (p. ej. COT-1, 2 y 10) hasta tresfoliaciones (p. ej. COT-11, 34, 20A y B). La primerafoliación tectónica desarrollada es un clivaje pizarroso(S1) de carácter regional que se dispone prácticamenteparalelo a la estratificación. Esta definido por la orienta-ción preferente de micas y opacos y la fábrica de formadel cuarzo. En muchas zonas está prácticamente trans-puesta o se observa fuertemente crenulada por la folia-ción posterior. Junto con la estratificación presenta unplano medio de 234/30 (Fig. 19B).

La segunda foliación tectónica (Szc1) es un bandeado tec-tónico muy desarrollado con los dominios M y Q biendiferenciados que se manifiesta en la mayor parte de lazona y que incluso puede llegar a transponer toda folia-ción anterior (ver p. ej. Figs. 25C, 26A y 30). Esta folia-ción se desarrolló a partir de la crenulación del clivaje


Figura 18. Corte geológico mostrando el contacto entre las Zona II y lIII. Ver situación en Fig. 22.

pizarroso anterior. Presenta por norma general una direc-ción SO con buzamientos bajos (Fig. 19C). Dondequieraque se observen las relaciones entre estratificación y/oclivaje pizarroso regional (S1) y el bandeado tectónico(Szc1), se puede constatar que los primeros buzan sistemá-ticamente más que éste. A veces los dominios M estánfuertemente marcados y muestran una gran acumulaciónde opacos. Este hecho, junto con la truncación de algúnporfiroblasto, parece evidenciar que la disolución porpresión fue el mecanismo de deformación importantedurante su desarrollo. El aspecto de esta foliación puedeobservarse en las figuras 25A, C, F y G, 26A y B, 29D,30, 32 y 35D. A veces la foliación Szc1, preferentementeen los protolitos muy pelíticos, no se muestra como unbandeado tectónico sino como un clivaje pizarroso por loque muchas veces existen problemas de correlación entrelas foliaciones S1 y Szc1. Este problema puede solucionar-se en algunos casos teniendo en cuenta: i) la compara-ción con rocas adyacentes, ii) las relaciones matriz-por-firoblastos y iii) la orientación de las foliaciones.

La tercera foliación tectónica suele manifestarse cerca delas fallas que limitan la zona III. Se trata de una foliación

espaciada (Szc2) que presenta un grado de desarrollovariable que va desde un clivaje de crenulación bien des-arrollado hasta kink-bands. Suele presentar buzamientoshorizontales o bajos hacia el NE (Fig. 19A; triángulos) yse asocia a pliegues, algunas veces subcilíndricos (Fig.32E), con vergencias hacia el SO y cuyos ejes siguenaproximadamente la dirección de la zona de cizalla. Elaspecto de esta foliación puede observarse en las figuras22C, 25A y E, 26A y B, 30, 32B, 33, 35C y 36.

2) Esquistos verdes con porfiroblastos de granate:Presentan todos excepto un caso (Fig. 29C) una foliacióncontinua definida por la orientación preferente de micasy opacos y la fábrica de forma del cuarzo. Esta foliaciónse dispone prácticamente paralela a la estratificación.Los porfiroblastos de granate muestran de forma genera-lizada un boudinage paralelo a la esquistosidad y en ladirección de la lineación mineral. Suelen presentar ade-más inclusiones orientadas, generalmente con patronesrectos aunque no siempre. Algunas de estas rocas puedenpresentar características típicas de rocas cataclásticasgeneradas posteriormente al desarrollo de la foliacióncontinua. Algunos ejemplos del aspecto de esta foliación


Figura 19. A) Distribución de lospolos de los planos medidos; cír-culos, estratificación + clivajecontinuo regional; cuadrados,bandeado tectónico; triángulos,clivajes de crenulación posterio-res al bandeado tectónico. Con elmejor ajuste cilíndrico, se obtieneun eje NO-SE; el dominio a granescala no es cilíndrico. Contornoscada 2,5%. B) Distribución de lospolos de la estratificación + cliva-je regional y plano medio. C)Distribución de los polos del ban-deado tectónico y plano medio.D) Distribución de las lineacionesminerales asociadas al bandeadotectónico. Proyecciones estereo-gráficas, hemisferio inferior,equiárea. Contornos de densidadpor el método del 1% de Fisher.

puede observarse en las figuras 25B, 26C y D, 27A, C yD, 28A y B y 29A, B y C.

3) Anfibolítas: Presentan todas una foliación tectónica continuaparalela a la estratificación definida por la orientación preferente delos anfíboles, opacos y micas (Fig. 25D). Algunas pueden presen-tar aspecto de rocas de falla con reducción tectónica del tamaño degrano y evidencias de cataclásis (Fig. 28D).

Las relaciones entre el crecimiento de porfiroblastos y eldesarrollo de las foliaciones encontradas en pelitas y psa-mopelitas de la zona III son las siguientes:

a) El granate siempre se encuentra pseudomorfizado y por tantono pueden establecerse relaciones claras entre el crecimiento yel desarrollo de las foliaciones. De todas maneras, los porfiro-blastos de granate siempre presentan sombras de presión alarga-das en la dirección del clivaje pizarroso (incluso cuando semanifiestan tres foliaciones) (ver p. ej. Figs. 25E, 29D y 33) ydesviación de todas las foliaciones a su alrededor, por lo que nopuede ser posterior a la S1. Así, puede deducirse que el granatedebió de crecer sintectónicamente a la foliación S1 ya que: i) se

han observado inclusiones orientadas en algunos porfiroblastosrelictos (Fig. 33) y ii) los porfiroblastos pretectónicos son real-mente muy poco comunes en áreas afectadas por metamorfis-mo regional.

b) Los porfiroblastos de cloritoide y clorita presentan una amplia ya veces compleja historia de crecimiento (ver Figs. 27B, 28C y 36).Su crecimiento esta situado temporalmente en el intervalo entra eldesarrollo de la foliación S1 y la Szc2.

A continuación se presentan una serie de cortes transver-sales seriados de N a S que se describen individualmen-te y en las que se indican la situación de las muestrasrecogidas y descritas en el Anexo III. Las correlacionesentre estos cortes se indican en las figuras mediante líne-as a trazos en color rojo.

Corte de Vilar do Salgueiro (Fig 10 y 21): La caracterís-tica más remarcable en esta zona es que tanto las folia-ciones tectónicas como la estratificación presentan unaorientación aproximada N-S en coherencia con la direc-ción de la zona de cizalla y las estructuras regionales en


Figura 20. A) Distribución de lospolos y planos de la estratifica-ción y clivajes continuos regiona-les; contornos cada 3,5%. B)Distribución de los polos del ban-deado tectónico y clivajes piza-rrosos asociados a la zona decizalla (Szc1); contornos cada4%. C) Distribución de las linea-ciones de intersección medidas(178/7 es la lineación media);contornos cada 8%. D) Mejorajuste cilíndrico para los datos deS0+S1 (círculos) y Szc1 (cuadra-dos); el eje hallado se desvía 7º alE con respecto al calculado en C.Proyecciones estereográficas,hemisferio inferior, equiárea.Contornos de densidad por elmétodo del 1% de Fisher.

esta zona (Figs. 5). El bandeado tectónico (Szc1) muestrauna inclinación suave hacia el O (Fig. 20) y transpone demodo prácticamente total todas las foliaciones previas(S0 + S1), que solo suelen ser visibles en los lugares dondeexisten intercalaciones cuarcíticas (Fig. 21). En estaszonas, se observan pliegues con vergencias hacia el O yejes de dirección N-S suavemente inclinados al Sur. Aestos pliegues se asocia un clivaje de crenulación (Szc2)subhorizontal o inclinado ligeramente hacia el E (Fig.21A y B), que deforma conjuntamente todas las foliacio-nes previas (S0, S1, Szc1). La disposición coherente de losejes de los pliegues (Bzc) medidos en el campo (Fig. 20C)y el eje medio hallado mediante el mejor ajuste cilíndri-co de los datos obtenidos (Fig. 20D) permite deducir unplegamiento con los ejes dispuestos paralelamente a lazona de cizalla.

En contacto con la zona II (Figs. 21 y 18) se disponenunas filitas negras, ligeramente cornubianíticas, quemuestran una foliación continua paralela a la falla (Fig.22) del tipo clivaje pizarroso y una foliación espaciadade crenulación (con una geometría cercana a kink-bands)poco generalizada (Fig. 22C). Este clivaje pizarroso, amedida que nos alejamos de la falla hacia el O pasa deforma imperceptible a una foliación de tipo bandeadotectónico sin observarse ningún tipo de superposición,por lo que puede considerarse que la foliación se des-arrollo al menos durante dos fases de deformación.

También pueden observarse porfiroblastos de andalucitapseudomorfizados (Fig. 22A) que presentan sombras depresión asimétricas indicando un movimiento de techohacia el O y una relación entre la foliación continua y sucrecimiento que puede ser o bien intertectónica (si crecióentre dos fases de deformación) o bien sintectónica (ver.fig 7.9 y 7.14 en Passchier y Trouw, 2005).

Corte de Cotoroxo (Figs 10 y 25): En esta zona, tanto lasfoliaciones como las lineaciones de intersección presen-tan una orientación general NO-SE (Fig. 23) en coheren-cia con la dirección de la zona de cizalla en esta zona.Como se observa en las figuras 24 y 25, tanto en el cortecomo en su entorno se repiten una serie de litotipos cons-tituidos por i) areniscas/cuarcitas con intercalaciones deanfibolitas y esquistos verdes con porfiroblastos de gra-nate y ii) filitas gris oscuro con cloritoide con algunaintercalación arenosa fina; por ello, es posible que estosmateriales están afectados por fallas que producen surepetición.

La foliación más generalizada, el bandeado tectónicoSzc1, presenta en general un aumento de la cantidad debuzamiento hacia el O (Fig. 25) variando de 10º a 40ºaproximadamente. Esta foliación incluso puede ser laúnica visible (Fig. 25C), aunque existen zonas en las queno se desarrolla ya sea porque no esta afectando a estasrocas (p. ej. en Fig. 27C) o bien porque no se manifiesta


Figura 21. Corte del sector de Vilar do Salgueiro. Situación del corte en la Fig.10.

en algunos protolitos como un bandeado (Figs. 26C y D,28A, B y C, 30). En este corte puede observarse muybien la relación espacial existente entre la foliación Szc2 ylas fallas frágiles. Así, esta foliación solo se desarrollacon claridad en las zonas situadas más al E y al O delmismo (Figs. 25A y G, 26A y B, 28D, 29A y B y 30). Enla parte E, la zona afectada por esta foliación y los plie-gues vergentes al SO tienen menos de 300 m (aparentes),mientras que al O puede observarse una zona de almenos 400 m que presenta, además de foliaciones Szc2 ypliegues con vergencia hacia el SO, rocas de falla frági-les en algunos protolitos tales como los esquitos verdescon granate y las anfibolitas (Figs. 28D y 29A).

Corte de Gondarén (Figs. 13 y 32): En este sector cabedestacar las siguientes características: i) Las orientacio-nes de las foliaciones S0, S1 y Szc1 son esencialmentesimilares a las observadas en el corte anterior (Fig. 31Ay B); ii) La disposición de los litotipos también se man-tiene. Únicamente cabe resaltar que inmediatamente al Ode los esq./filitas verdes con porfiroblastos de granate(que en la anterior zona se situaban muy cerca del con-tacto con la zona II) puede observarse en algunos lugaresel afloramiento de una ortocuarcita blanquecina que secorresponde con las del Ordovícico Inferior (Fig. 32); iii)La presencia de kink-bands de escala cm afectando albandeado tectónico Szc1 cerca del límite con la zona II(Fig. 32A); iv) La presencia de pliegues subcilíndricoscon ejes NO-SE (Figs. 31F y 32E) y vergencias hacia elSO, indicando un movimiento de techo hacia el SO (p.ej. x:603530 y:4751630); v) presencia de una foliaciónposterior al bandeado tectónico, que se inclina hacia elNO (Fig. 31C) y que produce un microplegamiento delbandeado tectónico (Fig. 32D). Esto hace que en algunaszonas de este sector se encuentra una lineación de inter-sección muy marcada con dirección E-O (Fig. E).Además, los esquistos verdes con porfiroblastos presen-tan criterios cinemáticos que indican un movimiento detecho hacia el SSE (Fig. 33B). Es difícil interpretar en elcontexto regional el significado de esta foliación. Su ori-gen quizá debe de estar relacionado con algún accidentetectónico muy local, ya que su aparición es tambiénlocal.

Corte de San Fiz (Figs. 10 y 35): En este sector cabe destacar lassiguientes características: i) Las rocas que se sitúan entre lascoordenadas 4751000-4750000 toman direcciones con acimutsmás cercanos al Sur y una mayor dispersión (cfr. Fig. 34 conFigs. 20, 23 y 31). ii) En muchas zonas de este sector la estrati-ficación presenta buzamientos relativamente altos (Figs. 34A y35); iii) Las relaciones entre las foliaciones son similares a lasobservadas en otros sectores (ver p. ej. Fig. 35A); iv) La corre-lación de foliaciones tectónicas es a veces difícil (cfr. p. ej. laFig. 35C y D), pero integrando varios criterios (tales como la


Figura 22. A) Porfiroblasto pseudomorfizado de andalucita coninclusiones orientadas de patrones rectos oblicuos a la foliación tec-tónica principal y sombras de presión asimétricas. B) Pseudomorfode un antiguo porfiroblasto con sombras asimétricas indicando unmovimiento diferencial de techo hacia el O. C) Foliación tectónicaespaciada con morfología de tipo kink. Ancho de vista: A – 5,3 mm;B – 1,35 mm; C – 8 mm.

relación con accidentes tectónicos, grado de desarrollo de lafoliación, tipo de protolito, orientación de estructuras, tipo deestructuras menores asociadas, etc.) puede ser establecida unacorrelación fiable. Esto permite deducir, junto con la repeticiónde cuarcitas blanquecinas, que esta zona está afectada por fallasfrágiles asociadas probablemente con movimientos no muyimportantes; v) Los afloramientos de filitas monótonas (Fm.Luarca) situados en la parte O (Fig. 35) presentan una disposi-ción de las foliaciones característica (Fig. 35E), donde una folia-ción, generalmente continua y muy desarrollada que se inclinaentre 20 y 40º hacia el SO, está afectada por un clivaje espacia-do de tipo bandeado tectónico desarrollado en bandas de espe-sor centimétrico separadas entre si por intervalos aleatorios pocodeformados de espesor centimétrico a decimétrico (Fig. 35E).Esta foliación espaciada presenta orientaciones con acimutsvariables, aunque preferentemente buzan ligeramente hacia el Ey puede ser observada en otros afloramientos donde afloranestas filitas monótonas (ver p. ej. Figs. 37C, afloramientos situa-dos en la parte O del corte de la Fig. 32).

Corte de Guntín (Figs. 10 y 37): En este sector existe uncorte excepcional a lo largo de la carretera N-547 (Fig.37), correlacionable con la parte occidental del corte de

la figura 34. A diferencia de los anteriores, en este corteexisten pliegues generalizados a escala decamétrica,con ejes de dirección NO-SE y N-S (Fig. 38). Además,es un corte completo que va desde el bloque inferior dela falla de Vivero (Zona I) hasta la Zona IV, observán-dose claramente la naturaleza de los contactos.

El límite E de la Zona III está constituido por una fallaextensional suavemente inclinada hacia el O (Fig. 37),sobre la que se disponen filitas con intercalaciones métri-cas de cuarcitas y, en menor medida, de algún nivelillode anfibolitas o de esquistos verdes oscuros con porfiro-blastos de granate. Estas rocas presentan pliegues nocilíndricos a diferentes escalas, con vergencias hacia elSO (Fig. 37A), con un bandeado tectónico (Szc2) paraleloa sus planos axiales que presenta buzamientos bajos (<25º) hacia el ENE. Localmente llegan a observarse dosbandeados tectónicos diferentes (p. ej. x: 605340; y:4749480; cerca de la cantera abandonada). Estos nivelescuarcíticos dan paso hacia el O a una sucesión de filitasmonótonas que no desarrollan pliegues, afectadas poruna foliación tectónica subhorizontal o suavemente incli-nada hacia el SO (Szc1, indistintamente un clivaje pizarro-


Figura 23. A) Distribución de lospolos de la estratificación y cliva-je regional; contornos cada 5,5%.B) Distribución de los polos delbandeado tectónico asociado a lazona de cizalla (Szc1); contornoscada 4%. C) Distribución de lospolos de las foliaciones espacia-das (Szc2) posteriores al bandeadotectónico. D) Distribución de laslineaciones de intersección Lzc1

(cuadrados), Lzc2 (círculos) y Lzc(triángulos); contornos cada 4%.Proyecciones estereográficas,hemisferio inferior, equiárea.Contornos de densidad por elmétodo del 1% de Fisher.


so o un bandeado tectónico, dependiendo de la litología).También se observa localmente un clivaje de crenulacióny/o un bandeado tectónico con dominios Q y M biendefinidos (Fig. 37C, ver Fig. 35E), que muestra buza-mientos hacia el ENE.

El límite O del corte puede observarse bien en el km 20de la carretera N-547 y en la carretera N-540, a la alturadel enlace con la carretera que lleva a Irixe (x: 605540;y: 4748280). En el primero, se observa que entre estaunidad ordovícica y las rocas que contienen andalucitapseudomorfizada y cianita típicas de la Zona IV, se dis-ponen ampelitas silúricas muy tectonizadas (deleznablesy carentes de cualquier textura original) (Fig. 39).Aunque el contacto entre las ampelitas con las rocasordovícicas de la Zona III esta parcialmente erosionado(Fig. 39A), puede observarse la presencia de “gouge” defalla. Por el O, una falla de bajo ángulo (aprox. 24º) sepa-ra las ampelitas de las rocas de la Zona IV, que registranuna historia metamórfica bien diferente.

En la carretera N-640, se observa mejor la falla existenteentre la Zona III y las ampelitas (que aquí incluyen tambiénfilitas silúricas de color gris claro con frecuentes manchasde óxido), que corta con un ángulo bajo el bandeado tectó-nico de las filitas de la Formación Luarca (Fig. 40). Lasrocas silúricas presentan cuatro foliaciones (tres de ellas tec-tónicas) a escala de afloramiento; así, es deducible la estra-tificación (S0) por los marcados cambios de litología, que

presenta buzamientos altos (>50º) hacia el SO.Subparalelamente a ella, existe un clivaje pizarroso (S1)que está prácticamente transpuesto por la foliación domi-nante; ésta es un bandeado tectónico (Szc1) que presentabuzamientos moderados hacia el SSO, disponiéndose para-lelo a la falla que limita las rocas silúricas por el O. Por últi-mo, un clivaje de crenulación subhorizontal (Szc2) se super-pone a todas estas foliaciones.

Entre ambos cortes afloran en la carretera que pasa porIrixe rocas silúricas con una disposición geométrica simi-lar; en ellas se han recogido una muestra (COT-50) en laque se observa que la foliación Szc2 solo se desarrolla enlos dominios M del bandeado tectónico.

La terminación de la Zona III por el Sur: Esta zona termi-na al sur del pueblo de Lousadela (Fig. 5) al unirse lasfallas que la limitan por el E y O. Un poco más al sur (800m al SE de Pedrouzos, x: 607800; y: 474520) existe unpequeño klippe (de unos 3600 m2) formado por filitasordovícicas (posiblemente de la Formación Luarca) quereposa sobre las ampelitas silúricas. Igual que sucede enlos cortes que se acaban de describir, la foliación principalde las rocas ordovícicas es un bandeado tectónico subho-rizontal o suavemente inclinado hacia el O, que se dispo-ne paralelo a la falla extensional que constituye el límiteinferior de la unidad. La disposición general de las rocasen este sector ya fue destacada por Hernández Sampelayo(1935) (Fig. 41).

Figura 24. Perspectiva del Montede Cotoroxo. En rojo se representanlas zonas que presentan intercalacio-nes de cuarcitas, anfibolitas yesquistos verdes oscuros con porfi-roblastos de granate. En líneas dis-continuas se representan las posiblesfallas.


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Llegados a este punto y de acuerdo con los datos aporta-dos, puede afirmarse que en esta unidad se reconocentres fases principales de deformación. La primera (D1) esde carácter regional y se caracteriza por el desarrollo deun clivaje pizarroso (S1) prácticamente paralelo a laestratificación. La segunda fase de deformación (Dzc1), semanifiesta en casi toda la zona como un bandeado tectó-nico muy penetrativo (Szc1) que presenta un buzamientobajo hacia el SO, y se dispone paralelo a la falla que limi-ta esta zona por el E, por lo que puede deducirse quedebe relacionarse con ella. El hecho de que esta foliaciónposea cierto carácter milonítico, con una lineación deestiramiento asociada (tectonita LS) y elementos de lafábrica (porfiroblastos) con simetría monoclínica, juegaa favor de esta hipótesis. Una tercera fase de deforma-ción (segunda asociada a la zona de cizalla, Dzc2) suelemanifestarse cerca de las fallas que limitan la Zona III;

se trata una foliación espaciada (Szc2) que presenta ungrado de desarrollo muy variable. Suele presentar buza-mientos subhorizontales o bajos preferentemente hacia elNE y se asocia a pliegues con vergencia SO cuyos ejessiguen aproximadamente la dirección de la zona de ciza-lla asociada a la falla de Vivero.

Zona IV: Segunda unidad formada por rocas con cianitay andalucita.

Está constituida por rocas silúricas y probablemente tam-bién ordovícicas, en ocasiones difíciles de reconocerdebido a la falta de afloramientos de calidad y a la com-plejidad estructural y metamórfica de la zona; los mejo-res afloramientos se sitúan en los valles de los ríos y enla carretera N-640, por lo que las observaciones se ceñi-rán principalmente a esas zonas (Fig. 42). Se encuentra


Figura 26. Muestras COT-34 (A) y COT-20 (B) mostrando tres foliaciones tectónicas; el clivaje de crenulación que pliega al bandeado tectónicose dispone paralelo al plano axial de pliegues con vergencias hacia el SO (ver Fig. 25A). C) Cristal de circón estirado en el sentido de la foliaciónmostrando boudinage. D) Porfiroblasto de granate con inclusiones ligeramente rotadas en su interior y rectas en los bordes. lp, luz polarizada; nc,nicoles cruzados. Ancho de vista: A, B, D – 8 mm; C – 0,54 mm.

limitada al E por las Zonas II o III (ver Fig. 10), mientrasque su limite O, representado por la desaparición de lasestructuras ligadas a la zona de cizalla, es lógicamentedifuso.

Los niveles situados más al E de la Zona IV (Fig. 43)están constituidos por filitas o esquistos oscuros satina-dos con cianita y moscovita en los pseudomorfos de Andy un ligero aspecto cornubianítico (a veces incluso nodu-loso, como sucede en la muestra COT-52) que hacia laspartes meridionales intercalan capas de cuarcitas grises ynegras. En los alrededores de la localidad de A Conguada(Fig. 42A), donde afloran estos niveles de esquistos ofilitas negras monótonas, puede observarse una disminu-ción del tamaño de los granos recristalizados hacia el O;así, cerca del río Ferreira (x: 603000; y: 4750900) seencuentran esquistos con cristales de cianita de más de

medio centímetro de longitud, mientras que al otro ladodel río afloran esquistos y filitas de menor tamaño degrano. Hacia el O, estos materiales dan paso a filitas queesporádicamente pueden presentar porfiroblastos de clo-rita o cloritoide, ya sin aspecto cornubianítico, con unmetamorfismo regional en la zona baja de la facies de losesquistos verdes.

Las rocas que se acaban de describir presentan dos folia-ciones principales: una esquistosidad o clivaje continuo(S1 + Szc1?) paralelo a la estratificación y que suele estarafectada por pliegues generalmente vergentes al SO; y unclivaje de crenulación de plano axial de estos pliegues,con buzamientos bajos (8-25º) hacia el ENE (Szc2) (vercortes de la fig. 42). Los ejes de los pliegues y la linea-ción de intersección se disponen generalmente paralelasa la falla que limita la Zona IV por el E (Figs. 42a, d y e),


Figura 27. A) Cuerpos lenticulares deformados de minerales opacos y fragmentos de óxidos de hierro en los esquistos verdes oscuros de la Fm.Luarca. B) Psamopelita con clivaje continúo paralelo a la estratificación; se observa un porfiroblasto de cloritoide que engloba la foliación, deformán-dola ligeramente, y que desarrolla sombras de presión incipientes. C) Esquisto verde oscuro con porfiroblastos de granate intercalado en las ampeli-tas; los porfiroblastos de granate muestras fracturas de tensión perpendiculares a la foliación y se encuentran estirados en una dirección paralela a ella.D) Microcizalla cortando a 45º la foliación horizontal; se observan también porfiroblastos de granate fuertemente estirados. lp, luz polarizada, nc, nico-les cruzados. Ancho de vista A y C – 8 mm; B y D – 5,3 mm.

aunque localmente (alrededores de O Mazo) muestranuna dirección ONO-ESE (Fig. 42f).

En lámina delgada, la primera foliación es un clivaje oesquitosidad (dependiendo del grado de cristalización)continua definida por la orientación preferente de lasmicas y opacos. Superponiéndose a esta, se observa unclivaje o esquitosidad de crenulación grosero pero gene-ralizado (Figs. 43A y 44A). En algunos protolitos, encambio, puede observarse como un clivaje de crenula-ción bien definido y marcado.

Los pseudomorfos de andalucita (agregados micáceos ycianita; ver p. ej. Figs. 43C y 44A y C) presentan inclu-siones orientadas con patrones rectos en continuidad conla foliación continua (Figs. 43B y C, 44A y C), y muchasveces muestran formas alargadas paralelas a la foliación

(Figs. 44A y C), e incluso pequeñas sombras de presión.La cianita también presenta inclusiones orientadas conpatrones rectos, muestran generalmente sombras de pre-sión alargadas paralelas a la foliación continúa y, deforma esporádica, desviación de la foliación espaciada asu alrededor (Fig. 44B). Aunque algunos cristales sonclaramente postectónicos (Fig. 44C), la presencia desombras de presión y desviación de la foliación indicaque algunos comenzaron a crecer cuando todavía estabadesarrollándose la foliación continua, posiblemente enetapas tardías, dado el pobre desarrollo de las sombrasde presión y la ausencia de rotación de los porfiroblastos.La presencia de inclusiones orientadas en la andalucitaindica que ésta es sin y/o postectónica con respecto aldesarrollo de la foliación continua. A su vez se observaque la cianita, que crece posteriormente a la andalucita,presenta relaciones de crecimiento sintectónicas, proba-


Figura 28. A) Psamopelita con un nivel formado casi exclusivamente por cloritoide orientado y circón (en el centro), paralelo a la foliación con-tinua. B) Detalle de los mecanismos deformación plástica en el cuarzo; también destaca la fuerte birrenfringencia de las micas verdes (indican-do que se trata de biotita y no de clorita). C) Detalle de un porfiroblasto de cloritoide mostrando inclusiones orientadas con patrones complejos.D) Foliación milonítica con reducción del tamaño de grano de la matriz en una anfibolita. lp, luz polarizada, nc, nicoles cruzados. Ancho de vista:A – 5,3 mm; B y C – 1,35 mm; D – 8 mm.

blemente tardías con respecto a la misma, dado el pobredesarrollo de las sombras de presión. Esto significa quedurante el desarrollo de esta foliación han existido almenos dos eventos metamórficos diferentes, uno asocia-do a la aparición de andalucita y otro a la aparición decianita (ver cap. de metamorfismo). Tampoco puede des-cartarse que el desarrollo de la foliación continua se hayaproducido durante más de una fase de deformación, yaque la aparición de estas fases minerales parece estarrelacionada con la zona de cizalla y no con la fase regio-nal D1.

Los porfiroblastos de cloritoide son de dos tipos: unospresentan sombras de presión, desviación de la foliacióncontinua, inclusiones con patrones rectos y están fractu-rados (ver Fig. 44D); y otros, que son mayoría, carecende sombras de presión y presentan un crecimiento clara-

mente postectónico con o sin inclusiones. Alguno deestos últimos, presenta evidencias de un crecimiento sin-tectónico tardío con respecto a la foliación continua obien intertectónico con respecto a las dos foliacionesvisibles (Fig. 43D). El crecimiento del cloritoide puedeconsiderarse que comenzó en las etapas tardías de la for-mación de la esquistosidad continua y finalizo antes de laformación de la esquistosidad de crenulación.

En una muestra que presentaba venas de cuarzo (COT-21) se ha observado que los cristales presentan extinciónondulante y subgranos (Fig. 45A), y en la que los límitesentre granos suelen ser muy irregulares y de forma lobu-lada. Estas características típicas de una recristalizacióndinámica de tipo GBM implican una temperatura relati-vamente alta (de al menos 500ºC según Stipp et al.,2002) durante algún momento de la deformación.


Figura 29. A) Esquisto verde oscuro con porfiroclastos (porfiroblastos fragmentados) de granate. B) Detalle de un granate boudinado, fuertementeestirado. C) Detalle de la parte pelítica de un esquisto verde oscuro con porfiroblastos de granate mostrando un clivaje de crenulación muy fino. Enla parte inferior izquierda se muestra un detalle de éste con n.c. D) Pseudomorfo de granate, nótese que en la parte superior presenta una sombra depresión alargada en la dirección del clivaje continuo. lp, luz polarizada, nc, nicoles cruzados. Ancho de vista: A-5,3 mm; B y C - 1,35 mm; D-8 mm.

En el corte de la figura 42A se observa que en el entornode Cobreiro y al O de Mamoelas (donde el río Ferreiratranscurre en dirección E-O) existen filitas oscuras sati-nadas con cianita que hacia el O pasan a ampelitas; setrata en ambos casos de rocas moteadas de aspecto cor-nubianítico, lo que pone evidencia la actuación de unmetamorfismo de contacto previo (Fig. 46). El hecho deque se encuentren en contacto directo rocas con diferen-te evolución metamórfica permite deducir la existenciade contactos mecánicos entre ellas (Fig. 42A y C).Además, ambas unidades de roca también presentandiferencias estructurales, ya que en la unidad oriental seaprecian dos foliaciones claramente diferentes la segun-da de las cuales buza hacia el ENE, mientras que en laoccidental se aprecia una sola foliación que muestrabuzamientos moderados hacia el SO (Fig. 42).

Como se observa en los cortes de la figura 42 existencambios de norte a sur en cuanto a la disposición derocas con metamorfismo de contacto previo, pero lascaracterísticas estructurales son esencialmente similares.Cabe destacar la abundancia de pliegues, a veces subci-líndricos y sin mostar una vergencia clara, que seencuentran en la zona de O Mazo (Fig. 42C). Este plega-miento debe de estar condicionado en parte por la abun-dancia de intercalaciones cuarcíticas en la zona. En estesector, el plegamiento asociado a la zona de cizalla llegaincluso a afectar a las rocas situadas al NO de la locali-dad de A Volta da Varela, donde afloran ya las cuarcitasculminantes de Ordovícico inferior.

Por otra parte, como puede observarse en la figura 5, elnivel de ampelitas que pasa por las localidades de OBurgo, Sestelo y Marzán se va acercando progresiva-mente a la zona de cizalla hacia el Norte. Esto implicaque el grado de deformación producido por cizalla esdiferente de Norte a Sur y permite relacionar las fábricascon la zona de cizalla. Así, cerca Vilar do Salgueiro estasrocas se encuentran afectadas por varias foliaciones (Fig.47; muestra COT-56). Hacia el S, la zona de cizalla sealeja progresivamente de estos niveles, de modo que suinfluencia va siendo cada vez menor. De este modo, lospliegues desaparecen y la foliación relacionada con lacizalla se limita a un clivaje de crenulación que presentabuzamientos moderados (36-43º) hacia el OSO (p. ej. alsur de Sestelo, en la carretera autonómica) o como unafoliación continua a simple vista (por ejemplo en el cortedel río situado al O de Mamoelas; Fig. 42A). Al sur deRegodeiras, esta foliación solo se manifiesta ocasional-mente como un clivaje de crenulación espaciado quebuza hacia el ENE (p.ej., al norte de Marzán).

Zona V: las rocas del flanco oriental del antiforme delOllo de Sapo no afectadas por la zona de cizalla.


Figura 30. Detalle de la muestra COT-11. Dependiendo de su conteni-do en cuarzo y micas desarrolla una foliación continua de tipo clivajepizarroso o una foliación espaciada de tipo bandeado tectónico o cliva-je de crenulación muy desarrollado. El clivaje de crenulación posterioral bandeado tectónico, solo se desarrolla en algunos dominios y es obli-cuo a éstos. Ancho de vista 8 mm.

Las rocas de esta zona poseen un buzamiento alto (entre 60y 89º) hacia el O (Fig. 48A). La foliación de referencia escomúnmente un clivaje pizarroso S1 en las rocas pelíticas yla estratificación en los niveles cuarcíticos, aunque en algu-na zona se ha observado también un clivaje de crenulación oun bandeado tectónico subparalelo al primero (p. ej., al O dela localidad de Marzán, x: 602140; y: 4748090). En las cuar-citas culminantes que afloran entre las coordenadas 4750000y 4748000 se pueden observar pliegues con planos axialessubverticales (Fig. 49). Estas cuarcitas, presentan sobre elplano de estratificación una lineación de intersección muymarcada (Fig. 48B) paralela a los ejes de los pliegues (Fig.49B). También se han medido lineaciones minerales sobre elplano de estratificación o sobre el clivaje pizarroso con lamisma orientación (ej. al O de la localidad de Montecalvo oen la muestra COT-54).

Metamorfismo

Abril Hurtado y Pliego Dones (1976), basándose enel trabajo de Capdevila (1969), indican que práctica-

mente toda la zona cartografiada situada en el blo-que superior de la falla de Vivero se encuentra den-tro de la isograda de la clorita (zona baja de la faciesde los esquistos verdes) y solo en la zona adyacenteal Domo de Lugo (donde las rocas muestran unmetamorfismo en facies de anfibolita, zona de laestaurolita) y en la parte septentrional del bloquesuperior aparecen la biotita, el granate e incluso laestaurolita (Fig. 50). Un hecho destacable es quemuestran las isogradas plegadas siguiendo aproxi-madamente la estructura general del antiforme deOllo de Sapo y citan la presencia de cianita en unafranja paralela a la Falla de Vivero (aunque no lamuestran en el mapa de isogradas; Fig.50). En estemapa, existe una isograda (la de la estaurolita quepasa por la localidad de Guntín) que corta a lasdemás y por la cual estos autores trazan la falla deVivero. Como se observa en la figura, las fallas car-tografiadas en este trabajo no están totalmente deacuerdo con el mapa presentado por estos autores.Así, se observa que presentan los siguientes proble-


Figura 31. A) Distribución de los polos de planos de estratificación y clivajes continuos regionales; contornos cada 5%. B) Distribución de lospolos de planos de bandeado tectónico y clivajes pizarrosos asociados a la zona de cizalla; contornos cada 5%. C) Distribución de los polos delclivaje de crenulación posterior al bandeado tectónico con lineación de intersección asociada E-O; contornos cada 8%. D) Distribución de cliva-jes de crenulación subhorizontales. E) Distribución de las lineaciones de intersección Lzc1 (círculos), LE-O (cuadrados); contornos cada 5,5 y6,5% respectivamente. F) Distribución de los ejes de los pliegues en vaina. Proyecciones estereográficas, hemisferio inferior, equiárea. Contornosde densidad por el método del 1% de Fisher.

mas: i) la falla que separa el bloque superior delinferior no coincide totalmente con la isograda quecorta a las demás. Esto se hace evidente sobre todoen la parte SE de la figura; ii) en la parte norte, lasfallas cortan a las isogradas sin que estas estén des-plazadas. El primer problema parece estar causadopor la presencia de asociaciones con estaurolita en elbloque superior de la falla de Vivero. Esta fasemineral se encuentra típicamente adyacente a lafalla tradicional de Vivero en la partes SE del mapa(alrededores de Vilar), pero se trata de rocas afecta-das por un metamorfismo de alta T y relativamentebaja P, y no tiene nada que ver las asociaciones con

estaurolita típicas de la secuencia barroviense o Pintermedia. Con respecto al plegamiento de las iso-gradas que estos autores interpretan en la partenorte, puede decirse que no parece coherente con lasfallas cartografiadas ni tampoco con el contextoregional, ya que parece mostrarse con esto que elmovimiento de la zona de cizalla disminuye, inclusohasta desaparecer, hacia el norte (ya que se juntarí-an las isogradas de la estaurolita del bloque superiore inferior).

Por otra parte, Martínez et al. (1996), Reche et al.(1998a y b) y Martínez et al. (2001) describen en las


Figura 32. Corte del sector de Gondarén. Las líneas rojas representan la correlación con el corte de la figura 25. Situación del corte en la Fig. 10.Ancho de vista: D – 8 mm.

rocas adyacentes a la falla de Vivero y situadas en elextremo NE del antiforme de Ollo de Sapo (al nortede la zona estudiada), un metamorfismo complejo debaja y media presión con presencia de cianita y anda-lucita, con una secuencia metamórfica excepcional(And-Ky-And) en pizarras grafíticas ricas en Al. Estohace suponer que el metamorfismo en la zona deGuntín debe de ser más complejo que el establecidopor Abril Hurtado y Pliego Dones (1976).

En la descripción que sigue se utilizará la misma separa-ción en zonas establecida para la descripción de laestructura (ver Fig. 10). En las asociaciones mineralesque se citan en adelante, se obviarán la moscovita y elcuarzo por ser minerales ubicuos en todas ellas.

Zona I: Las asociaciones minerales observadas enlos Micaesquistos de Villalba son del tipo St-Bt-

Ms-Grt (en la que la Bt crece en las sombras depresión y la St y el granate están corroídos)(muestra XIS-41), Bt-Grt-St-Chl (muestra COT-61) y Chl-Grt-St-BtØ (muestra COT-59) (crecien-do en estas dos últimas muestras Chl a partir deBt y Grt y también sericita a partir de St). Así,estas rocas parten de una asociación del tipo St-Bt-Grt que representa unas condiciones para elpico metamórfico según Reche et al., (1998a y b)de al menos unos 8 kbar de presión y temperatu-ras mayores a 600º C dentro de la facies de lasanfibolitas y con un tipo bárico intermedio. Eldesarrollo de la foliación milonítica es posibleque comenzara en estas condiciones (ver discu-sión en el capítulo de estructura), pero la mayoríade su desarrollo puede considerarse que se llevo acabo en grados más bajos, correspondientes a lafacies de los esquistos verdes.


Figura 33. A) Foliación continua subparalela a la estratificación con pliegues intrafoliares en los niveles psamíticos (parte inferior derecha). B)Porfiroblasto de granate con sombras asimétricas indicando un movimiento de techo hacia el SSE durante el desarrollo de la foliación continua.C) Porfiroblasto de granate con inclusiones orientadas con un patrón (COT-36). D) Crenulaciones conjugadas de tipo kink. lp, luz polarizada, nc,nicoles cruzado. Ancho de vista: A y D – 8 mm; B y C – 5,3 mm.

Además, estas rocas presentan una retrogradaciónhacia la facies de los esquistos verdes, en la quese desestabiliza el granate y la estaurolita y apa-rece la clorita, siendo en ocasiones intensa estacloritización (ver p. ej. muestra COT-59). Deacuerdo con Martínez-Catalán (1985), Bastida etal. (1986) y Reche et al. (1998a y b) este retrome-tamorfismo estaría causado por un evento des-compresional.

En relación con la distribución espacial del meta-morfismo, destaca el hecho de que la retrogradaciónse hace más intensa hacia el N (nótese que la mues-tra XIS-41 no presenta clorita) y también que elgrado metamórfico parece aumentar hacia el sur, yaque aumenta el tamaño de los granos recristalizados.Así, la muestra situada más al norte (COT-59; verAnexo I), presenta una cloritización más acusada yun tamaño de grano menor que las otras dos muestrarecogidas, y no muestra evidencias de metamorfis-mo de contacto a pesar de estar próxima al leucogra-nito de Hombreiro.

Zona II: En los esquistos negros nodulosos (rustyschists) las asociaciones minerales observadas sonChl-Bt (con indicios de And previa) (muestras COT-41 y 43); And-St-Cld±Ky±Chl (mostrando And y Bttexturas de desequilibrio, mientras que Ky, Cld yChl son nuevos) (muestra COT-48); y St-Chl (conindicios de And previa) (muestra COT-47). Por suparte, en las ampelitas silúricas existen asociacionesdel tipo Chl-Bt (muestra COT-40) y Bt-Chl-Cld(muestra COT-42).

En esta zona destaca la presencia de rocas de aspec-to noduloso (cornubianítico) con porfiroblastosretrogradados de andalucita (tal como se observa enlas muestras COT-41, 43, 47, 48), que se encuentranimbricadas mediante contactos mecánicos con otrasrocas que presentan diferentes grados metamórficosy que no registran este metamorfismo de contactoprevio. Rocas análogas a la muestra COT-48, hansido descritas más al Norte y próximas a la falla deVivero por Reche et al. (1998a) y Martínez et al.(2001). Estos últimos autores deducen que estas


Figura 34. A) Distribución de lospolos de planos de estratificacióny clivaje continuo regional(S0+S1); contornos cada 3%. B)Distribución de los polos de pla-nos de bandeado tectónico o cliva-je pizarroso asociados a la zona decizalla (Scz1); contornos cada 4%.C) Distribución de las lineacionesde intersección, Lzc1 (cuadrados),Lzc2 (círculos) y Lz (triángulos);contornos cada 3,5%. D)Distribución de los polos del cli-vaje de crenulación posterior albandeado tectónico. Proyeccionesestereográficas, hemisferio infe-rior, equiárea. Contornos de densi-dad por el método del 1% deFisher.


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rocas evolucionaron a partir de una asociación mine-ral con And (probablemente del tipo St-And-Bt)hacia otra del tipo Cld-Ky-Chl y finalmente haciauna asociación con St-Cld-Chl-Ky. Esta evoluciónimplica una secuencia de calentamiento-enfriamien-to-calentamiento en condiciones prácticamente iso-báricas (ver Martínez et al., 2001, Figs. 4 y 6). Sinembargo, la evolución de las otras muestras de rocasnodulosas citadas aquí, que contienen también Andy que posteriormente dan lugar a asociaciones sinKy, no han sido citadas en dichos trabajos. El even-to metamórfico de baja presión es posterior a la fasede deformación regional D1 y, al menos en algunasmuestras, contemporáneo con el movimiento de lazona de cizalla asociada a la Falla de Vivero (verdiscusión en el cap. de estructura). Los cristales deestaurolita en la muestra COT-47 crecen sintectóni-camente con respecto a la foliación asociada a lazona de cizalla, luego el segundo evento metamórfi-co de calentamiento de las rocas adyacentes a lafalla de Vivero debió de producirse en relación consu desarrollo. Aunque por otra parte también sededuce en otras muestras una cloritización contem-poránea con el desarrollo de la misma.

Zona III: En las pelitas y psamopelitas de esta zonase han observado las asociaciones siguientes:Chl±Cld±Grt (el Cld puede llegar a ser muy abun-dante en algunos protolitos y la Chl, aunque es ubi-cua en las rocas de esta zona, puede estar en peque-ña proporción; el Grt aparece esporádicamente ysiempre está corroido o totalmente sustituido poróxidos, Chl y Cld, sobreviviendo como pseudomor-fos) y Chl-Cld±Bt(verde o marrón)±Grt. No se con-

sideran aquí las asociaciones minerales de las anfi-bolitas, los esquistos verdes oscuros con porfiro-blastos de granate y las cuarcitas, por no ser ade-cuadas para el establecimiento de eventos meta-mórficos.

En resumen, la asociación mineral más común enesta zona es la de Chl-Cld con relictos de Grt, por loque se puede deducir que las rocas debían de presen-tar anteriormente una asociación mineral del tipoCld-Chl-Grt, en ausencia de Bt. De acuerdo conesto, se deduce que estas rocas derivan de protolitosricos en MnO y Al2O3. Además, estas rocas debieronsufrir al menos un descenso de la temperatura; en lapseudosección P-T de la Fig. 51, puede observarseque la línea de equilibrio existente entre estas dosasociaciones minerales es prácticamente paralela aleje de la presión, por lo que no se puede discriminarsi el enfriamiento se produjo isobáricamente, o biensi disminuyó o aumentó la P mientras la roca seenfriaba (esto es, una trayectoria P-T que atraviesauna simple línea de reacción puede variar 180º).También se puede concluir que el descenso de tem-peratura en estas rocas se produjo posteriormente ala fase D1, ya que el crecimiento del granate pareceser sintectónico con esta fase (ver discusión en cap.estructura).

Zona IV: Las asociaciones minerales observadasaquí son las siguientes: Ky-Cld (con evidencias deAnd y quizá Bt previas) (muestras COT-44, 52 y53); Ky-Chl±Cld (con evidencias de And previa)(muestra COT-49); y Chl (ampelita, muestra COT-56). Las rocas que presentan un evento metamórfico


Figura 36. Muestra COT-23. Porfiroblasto decloritoide mostrando en su parte interna inclusio-nes orientadas que se disponen paralelas a lafoliación continua. La zona externa está libre deinclusiones ya que crecieron sobre las sombras depresión. La trayectoria del clivaje de crenulaciónposterior (Szc1) está desviada en torno al porfiro-blasto. Ancho de vista 1,35 mm (lp).


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de baja presión anterior revelan una evolución queprogresa desde una asociación mineral con And±Bt,a una asociación con Ky-Cld±Chl. Evoluciones aná-logas a ésta han sido descritas en el trabajo deMartínez et al. (2001) en rocas situadas en el bloquesuperior de la falla de Vivero y alejadas unos kiló-metros de la misma (ver Reche et al. 1998, p. 382).Martínez et al. (op. cit.), asocian las rocas con Andreemplazada por Ky y agregados de micas blancas aun evento de calentamiento-enfriamiento práctica-mente isobárico dentro de la facies de los esquistosverdes (ver Fig. 4 de Martínez et al., 2001).

El evento de baja presión caracterizado por lapresencia de andalucita se produjo posteriormen-te a la fase regional D1 y, con toda seguridad,anterior a la foliación Szc2 (relacionada con la for-mación de las fallas frágiles, ver Figs. 43 y 44 ysu discusión en el texto). En cambio, la relaciónde este evento con respecto a la fase de deforma-ción Dzc1 no es clara. Esto es debido a que en laZona IV, la foliación Szc1 no se manifiesta clara-mente (ver Fig. 42 y su discusión) y al hecho deque la foliación continua puede estar asociada amás de una fase de deformación (ver cap. estruc-


Figura 38. A) Distribución de los polos correspondientes a todas las foliaciones observadas en el corte de Guntín (Fig. 37): estratificación y folia-ciones continuas regionales (círculos azules), bandeado tectónico y clivajes pizarrosos correspondientes a la zona de cizalla (cuadrados amarillos)y foliaciones espaciadas de plano axial de los pliegues (triángulos rojos). También se representa el mejor ajuste cilíndrico para todos los polos,obteniéndose un eje medio con dirección NO-SE; más del 90% de los polos caen dentro de un rango inferior a 20º, por lo que los pliegues puedenconsiderarse subcilíndricos (Ramsay y Huber, 1987). Contornos cada 3%. B) Distribución de las lineaciones de intersección; los triángulos rojosse corresponden con medidas tomadas en pliegues en vaina cercanos al límite E del corte de la figura 37, mientras que los círculos azules se corres-ponden con medidas tomadas directamente sobre los ejes de los pliegues o por intersección entre cualquier foliación y el clivaje de crenulación deplano axial. Proyecciones estereográficas, hemisferio inferior, equiárea. Contornos de densidad por el método del 1% de Fisher.

Figura 39. Corte levantado en el km 20 de la carretera N-547 (alrededores de Guntín), mostrando las rocas silúricas (ampelitas) situadas entre lasZonas III y IV.

tura). La cianita comenzó a crecer tardíamentecon respecto al desarrollo de la esquistosidad/cli-vaje continuo y con toda seguridad su crecimien-to es anterior a la fase Szc2 (ver p. ej. descripciónmuestra cot-52 y Figs. 43 y 44). El cloritoide pre-senta un crecimiento generalmente posterior alclivaje continuo, aunque en algunos casos seobserva un crecimiento sintectónico tardío.

Zona V: Las rocas que no han sido afectadas porla zona de cizalla presentan un metamorfismoregional de bajo grado dentro de la facies de losesquistos verdes, con asociaciones del tipoCld±Chl (COT-54) en filitas del tipo de las pre-sentes en la Formación Luarca. Cerca de las cuar-citas culminantes del Ordovícico superior, en ellímite occidental de la región estudiada, se obser-van también porfiroblastos, probablemente degranate y/o biotita, de donde se deduce que elgrado metamórfico debe de aumentar hacia elnúcleo del Antiforme de Ollo de Sapo, tal y comoindican Abril Hurtado y Pliego Dones (1976)(Fig. 50).

Algunos aspectos destacables del metamorfismo en laregión estudiada: El grado de metamorfismo dentrode la zona de cizalla disminuye de E a O, ya que lasrocas adyacentes al Domo de Lugo presentan asocia-ciones con estaurolita. Las rocas situadas en el blo-que superior de la falla de Vivero registran una evo-lución metamórfica esencialmente similar a la des-crita por Reche et al. (1998a y b) y Martínez et al.(2001). La diferencia más destacable con respecto alo establecido por estos autores es: i) la ausencia deandalucita con un crecimiento posterior a toda folia-ción visible; debido probablemente al hecho de queen la zona estudiada no existen granitos tardíos; y ii)la escasez de rocas con cianita cercanas a las rocasadyacentes al domo de Lugo (Zona II); donde solose cita una muestra con probable presencia de ciani-ta (COT-48), lo cuál puede significar simplementeque los protolitos rocosos no presentan una compo-sición adecuada para la formación de cianita de bajogrado (ver posteriormente).

Las rocas con andalucita pseudomorfizada (relacio-nada con un evento de metamorfismo de baja pre-


Figura 40. Corte en la carretera N-540, a laaltura del enlace con la carretera que llevaa Irixe (x: 605540; y: 4748280) mostrandolas foliaciones desarrolladas en las rocassilúricas situadas entre las Zonas III y IV.

Figura 41. A) Esquema de Hernández Sampelayo (1935, p. 458) mostrando la disposición de las rocas en los alrededores de Lousadela.B) Interpretación de la estructura a partir de los datos actuales.


Figura 42. Cortes a través de la Zona IV (ver situación en Fig. 10). A) Alrededores de A Conguada; a) distribución de los polos de la foliacióncontinua (círculos) y de la crenulación (triángulos) con el mejor ajuste cilíndrico; a la derecha distribución de las lineaciones de intersección medi-das; b) distribución de los polos de la foliación continua en los alrededores de la localidad de Cobreiro; c) distribución de los polos de las diver-sas foliaciones en el corte del río Ferreira. B) Alrededores de Irixe. d) distribución de los polos de la foliación tectónica continua (círculos) y decrenulación (triángulos) con el mejor ajuste cilíndrico. C) Alrededores de O Mazo. e) distribución de los polos de la foliación tectónica continua(círculos) y de crenulación (triángulos) con el mejor ajuste cilíndrico. Proyecciones estereográficas, hemisferio inferior, equiárea. Contornos dedensidad por el método del 1% de Fisher.

sión) se sitúan en bandas paralelas a la zona de ciza-lla y se relacionan con despegues extensionales.Nunca se han observado cuerpos graníticos en elentorno de estas bandas.

La presencia de c iani ta en rocas que hansufr ido un metamorf ismo regional en faciesde los esquis tos verdes es común en sedimen-tos pel í t icos con al to contenido en Al . Así ,Reche et a l . (1998a y b) y Mart ínez et a l .(2001) , se ref ieren s iempre a las rocas conciani ta como “high-Al pel i tes” . En la regiónestudiada este mineral se encuentra indis t in-tamente en niveles de rocas s i lúr icas y ordo-vícicas que han sufr ido un evento metamórf i -co previo de baja presión caracter izado por lapresencia de andaluci ta anter ior.

Conclusiones y discusión.

La falla de Vivero es un accidente extensional queconstituye el límite entre la Zona Asturoccidental-leonesa y la Centroibérica (respectivamente repre-sentados en este sector por el Domo de Lugo y elAntiforme del Ollo de Sapo). Asociada a ella existeuna zona de cizalla en la que se desarrollan estructu-ras tanto de tipo dúctil como frágil. En la región deGuntín la anchura de la zona de cizalla supera los 2km y la deformación se manifiesta de modo diferen-te en las rocas del bloque inferior y superior. El blo-que superior muestra además una estructura internacompleja en la que pueden diferenciarse variaszonas de menor rango, separadas por despeguesextensionales, en las que las rocas presentan carac-terísticas estructurales y metamórficas diferentes.


Figura 43. A) Aspecto de las foliaciones tectónicas en esta zona. B y C) Agregados de micas y cianita con inclusiones orientadas. En la parte supe-rior derecha de C se muestra en detalle un porfiroblasto de cianita crecido sobre el agregado de micas (lp). D) Porfiroblasto de cloritoide rotadomostrando inclusiones con patrones rectos. lp, luz polarizada; nc, nicoles cruzados. Ancho de vista: A – 8 mm; B y C – 5,3 mm; y D – 0,54 mm.

Las foliaciones desarrolladas en el bloque superiorasociadas a la zona de cizalla desaparecen progresi-vamente hacia el Oeste (Fig. 52).

La falla de Vivero sensu estricto es una falla discre-ta a la que se asocian rocas de falla propias de unadeformación en condiciones frágiles (cataclasitas,“gouges”). En los micaesquistos del bloque inferiorse desarrolla una fábrica milonítica paralela a lafalla de Vivero que transpone cualquier foliaciónprevia y que constituye la única foliación visible enlas rocas, definiendo una banda que se extiende almenos unos 400 m al Este de la falla. Estas rocasincluyen criterios cinemáticos que indican invaria-blemente un movimiento del bloque de techo haciael O. La formación de la foliación milonítica fue

esencialmente posterior al climax del metamorfismoregional en la zona (caracterizado por la presenciade estaurolita y granate) y su desarrollo tuvo lugar,al menos en su mayoría, en condiciones de metamor-fismo propias de la facies de los esquistos verdes.

Las estructuras que se desarrollan en el bloque supe-rior lo hacen de manera secuencial, de forma quepueden ser divididas en dos grupos o fases de defor-mación (Fig. 53), y muestran siempre un movimien-to de bloque de techo hacia el O. La primera fase dedeformación asociada a la zona de cizalla (Dzc1) estácaracterizada por el desarrollo de un bandeado tec-tónico (Szc1) muy penetrativo y generalizado quepresenta buzamientos bajos (10-40º) hacia el O yuna lineación de estiramiento y/o mineral asociada


Figura 44. A) Aspecto del clivaje de crenulación irregular en una roca nodulosa. B) cristal de cianita mostrando inclusiones orientadas con patronesrectos y sombras de presión en la dirección de la foliación continua. El clivaje de crenulación esta desviado en su entorno. C) Porfiroblastos de ciani-ta con diferentes relaciones; en la parte inferior se observa un porfiroblasto crecido posteriormente a la foliación continua, mientras que en la partesuperior derecha (y en detalle a la izquierda) se observa un porfiroblasto con sombras de presión. D) Porfiroblasto de cloritoide fracturado con inclu-siones orientadas de patrón recto. lp, luz polarizada; nc, nicoles cruzados. Ancho de vista: A – 8 mm; B y D – 0,54 mm; y D – 1,35 mm.


Figura 45. A) Cristales de cuarzo mostrando evidencias de plastici-dad intracristalina (extinción ondulante) y procesos de recuperación(límites de subgrano). B) Bordes irregulares en los granos de cuarzo.C) Parte psamo-pelítica mostrando una foliación espaciada de tipodisyuntivo que hacia las partes bajas se muestra como un clivaje con-tinuo. lp, luz polarizada; nc, nicoles cruzados. Ancho de vista: A, B yC – 5,3 mm.

Figura 46. A) Aspecto de la foliación continua; los porfiroblastosretrogradados de andalucita presentan sombras de presión poco des-arrolladas como se observa en el pseudomorfo que se sitúa en la parteinferior izquierda. B) Cristal de cianita postectónico. Muestra ademásdos etapas de crecimiento. C) Antiguo porfiroblasto (en sección alarga-da) de andalucita mostrando inclusiones orientadas de patrones rectos.En la parte superior del mismo se observan dos bandas de color oscu-ro que presentan una discontinuidad dentro y fuera del porfiroblastopseudomorfo. Lp, luz polarizada, nc, nicoles cruzados. Ancho de vista:A – 8 mm; B – 0,54 mm; C – 5,3 mm.

con dirección E-O. El desarrollo de esta foliacióntuvo lugar en condiciones de metamorfismo propiasde la facies de los esquistos verdes (zonas de la clo-rita y biotita) y presenta evidencias de mecanismosde deformación plástica intracristalina. En relacióncon esta foliación Szc1 puede desarrollarse localmen-te y de forma muy esporádica pliegues en vaina inci-pientes y bandas de cizalla de tipo C’ que indican unmovimiento de techo hacia el O. La segunda fase dedeformación (Dzc2) esta caracterizada por el desarro-llo de fallas frágiles, con o sin rocas de falla asocia-das, inclinadas hacia el Oeste con un ángulo entre30-45º y que cortan a las estructuras anteriormentedescritas. Oblicuamente a ellas se forma un nuevoclivaje de crenulación (Szc2) que muestra un grado dedesarrollo variable y buzamientos subhorizontales obajos preferentemente hacia el E. En relación con lafase Dzc2 existen pliegues, muchas veces subcilíndri-

cos, vergentes al O cuyos ejes son subparalelos a lazona de cizalla y coherentes con un movimiento debloque de techo hacia el O. Considerando los tiposde roca de falla, las microestructuras existentes y losmecanismos de deformación dominantes (disoluciónpor presión y ausencia de plasticidad intracristalina)se puede concluir que estas estructuras se originaronen condiciones más superficiales que las asociadas aDzc1. La falla de Vivero sensu estricto y la falla quesepara las zonas II y III de la zona IV constituyenlos ejemplos más característicos de este grupo deestructuras (Fig. 52).

El desarrollo, en la zona de cizalla, de rocas de fallay microestructuras que indican una deformación encondiciones dúctiles (zonas de cizalla dúctil conmilonitas), seguido por otras de carácter más frágil(fallas netas o con gouges y/o cataclasitas asociadas)


Figura 47. Muestra COT-56. Ampelita silúrica recogida al O de la localidad de Vilar do Salgueiro con pliegues subcilíndricos de escala centimé-trica, vergentes al O. Paralelo al plano axial de los pliegues se dispone un bandeado tectónico que muestra buzamientos bajos hacia el O. A) Capade lidita plegada mostrando el bandeado tectónico de plano axial. B y C) Características morfológicas del bandeado tectónico. Los dominios Mpresentan mayor espesor en las partes pelíticas. El carácter discreto de la transición entre los dominios M y Q y el hecho de que los dominios Msean ricos en material opaco (grafito) y micáceo implica que la disolución por presión debió de ser el mecanismo dominante durante su desarro-llo. D) Foliaciones posteriores desarrolladas en las zonas más pelíticas; son de tipo kink o clivaje de crenulación y buzan ligeramente al E. Lp, luzpolarizada, nc, nicoles cruzados.

conlleva necesariamente una denudación tectónica ypor tanto un levantamiento de los bloques durante elmovimiento extensional. En coherencia con esto, elbloque inferior (Domo de Lugo) presenta una tra-yectoria claramente descompresiva relacionada consu levantamiento (Martínez-Catalán, 1985; Bastidaet al., 1986; Reche et al., 1998a). Este levantamien-to fue activo al menos hacia el límite Carbonífero-Pérmico, considerando las edades 40Ar/39Ar deenfriamiento obtenidas en muestras del domo deLugo (c. 300 Ma, Dallmeyer et al., 1997) y la inter-pretación de la granodiorita de la Tojiza (con unaedad U-Pb de cristalización de 295±2 Ma,Fernández-Suárez et al. 2000) como un granitoemplazado y estructurado en un régimen extensional(Aranguren et al. 2003). Así, en coherencia con ésto,el desarrollo de complejos metamórficos de núcleoasociados a despegues extensionales (como el Domode Lugo) con buzamientos bajos a moderados y coneste tipo de superposición de estructuras (frágilsobre dúctil) han sido observados en otras regionesy predichos por mecanismos de rebote isostático(ver p. ej. Wernicke y Axen, 1988; Fletchert et al.,1995; Harris et al., 2002) u otros mecanismos delevantamiento alternativos (ver p. ej. Lister yBaldwin, 1993).

La superposición de fábricas en el bloque superiores más problemática. En principio, el bloque supe-rior debería colapsar y enterrarse, por lo que lasuperposición de fábricas debería de ser la contraria(es decir, las de mayor grado sobre las de menorgrado). En adición, la evolución metamórfica de lasrocas tampoco permite deducir con los datos actua-les un enterramiento, dado que las trayectorias son

prácticamente isobáricas. Aún en el caso extremo enel que el bloque superior no colapse en gran medidaa causa del sostenimiento producido por el levanta-miento del bloque inferior (ver Wernicke y Axen,1988), no estaría justificada esta superposición. Unainterpretación de esta sucesión de estructuras en elbloque superior de la falla consistiría en admitir queláminas de rocas del bloque superior quedaran enca-lladas sobre el bloque inferior ascendente, lo que endefinitiva produciría su exhumación (Martínez etal., 2001).

Fuera de la zona de cizalla (zona V) existen estruc-turas que han sido atribuidas a una tercera fase dedeformación D3 por diversos autores (equivalente ala fase 2 de Matte, 1968). Aquí se presentan comoun clivaje de crenulación muy desarrollado que sedispone paralelamente al plano axial de pliegues(ver descripción de la zona V en el capítulo deestructura). Sin embargo, estas estructuras no sedesarrollan dentro de la zona de cizalla, por lo queno es posible establecer su correlación con ella.

En relación al metamorfismo, cabe resaltar que enbloque superior de la falla se observan rocas queregistran un evento metamórfico de tipo térmicoy que se encuentran separadas por fallas de otrasque muestran el metamorfismo regional conven-cional (ver Figs. 5 y 42). Se trata de un eventotérmico (caracterizado por la presencia de anda-lucita) que se desarrolla con seguridad entre lasfases D1 y Dzc2, pero que no ofrece relaciones cla-ras con la fase Dzc1. Las rocas que registran esteevento presentan dos trayectorias metamórficasdiferentes: i) calentamiento-enfriamiento-calen-


Figura 48. (A) Distribución de lospolos correspondientes a todas lasfoliaciones regionales medidas enlas cuarcitas culminantes delOrdovícico: foliaciones continuas(círculos) y foliaciones espaciadas(cuadrados). También se representael mejor ajuste cilíndrico paratodos los polos, obteniéndose uneje medio con dirección N-S; másdel 90% de los polos caen dentrode un rango inferior a 20º, por loque los pliegues pueden conside-rarse subcilíndricos. Contornoscada 2 %. B) Distribución de laslineaciones minerales y de inter-sección (eje medio 174/27); con-tornos cada 7%. Proyecciones este-reográficas, hemisferio inferior,equiárea. Contornos de densidadpor el método del 1% de Fisher.

tamiento (rocas presentes en la Zona II, caracteri-zadas por el desarrollo secuencial de andalucita-cianita-estaurolita); y ii) calentamiento-enfria-miento (rocas presentes en la Zona IV, idem deandalucita-cianita). La disposición de estas rocas

en franjas paralelas a la zona de cizalla haceimprobable que el evento térmico se relacionecon el emplazamiento de granitos en el bloquesuperior, granitos que, además, no se observannunca. El origen de la andalucita debe de encon-trarse en la proximidad inicial de estas rocas conel Domo de Lugo y probablemente con los grani-tos emplazados en él durante la extensión. Conrespecto a la compleja evolución que presentanlas rocas adyacentes al Domo de Lugo (zona II)se puede concluir que: i) el evento de calenta-miento final debe corresponderse con el hecho deque el bloque inferior de la falla se encontrabamás caliente debido a su exhumación (Martínez etal. 2001), el hecho de que se observen porfiro-blastos de estaurolita que crecen sintectónica-mente con la foliación desarrollada en la zona decizalla y la localización de este evento únicamen-te en rocas adyacentes al bloque inferior parececonfirmar esta hipótesis; ii) la retrogradación delos porfiroblastos de andalucita por agregados demica y cianita que muestran estas rocas pareceindicar que la formación de andalucita previa sedebía principalmente a fuentes de calor puntuales(granitos) y no al calor generalizado del bloque


Figura 49. A) Pliegue en las cuarcitas culminantes del Ordovícico infe-rior en el Alto do Marco (junto al repetidor). B) Detalle del mismo plie-gue donde se observa la lineación de intersección paralela a su charne-la. C) Lineación de estiramiento sobre el plano de la estratificación.

Figura 50. Mapa de isogradas de metamorfismo tomado y modificadode Abril Hurtado y Pliego Dones (1976). Se representan las rocas ígne-as como (I) y los materiales terciarios como (T), así como las fallas aso-ciadas a la zona de cizalla y alguna traza litológica que permite obser-var la estructura del DOS a gran escala.

inferior. Con respecto a las rocas alejadas delDomo de Lugo (zona IV), la retrogradación tam-bién podría estar relacionada con el alejamientode éstas durante el movimiento extensional. Elalejamiento y superposición de franjas de rocascon diferente metamorfismo es posible conside-rando que una zona de cizalla extensional puede

estar dominada internamente y de forma local porestructuras contraccionales si la velocidad deflujo disminuye, por cualquier causa, pendienteabajo (Lliboutry, 1982; Harris et al., 2002) (Fig.54); este tipo de estructuras han sido descritas enotras regiones (ver p. ej. Fossen y Holst, 1995) ymodelizadas (Harris et al., 2002).


Figura 51. Pseudosección P-T modificadade Martínez et al. (2004) para un sistemacon Mn, Na y Ca (MnNCKFMASH) reali-zado a partir de la composición original deuna pelita de la Formación Luarca rica enMn. A efectos de simplificación, se hansuprimido los campos de estabilidadpequeños representados en la Fig. 6a deestos autores, así como las micas blancasde la asociación mineral (Ms-Pa-Ma) yaque están en prácticamente todos los cam-pos de estabilidad (excepto en los señala-dos con *). Las líneas que separan camposde estabilidad presentan un círculo (encaso de estabilidad) o un cuadrado (encaso de desestabilización) que indica lafase mineral que sufre modificaciones parauna trayectoria prograda.

Figura 52. Corte conceptual mostrando la estructura general de la zona de cizalla asociada a la falla de Vivero en la zona de Guntín.

Agradecimientos

Este trabajo constituye una versión reducida y levemente modi-ficada del trabajo de investigación presentado por este autor enSeptiembre del 2007 dentro del programa de doctorado“Exploración, análisis y modelización de cuencas y sistemasorogénicos” del Departamento de Geología de la Universidadde Oviedo, realizado bajo la dirección del Dr. Alberto Marcos.El trabajo ha sido financiado con cargo al proyecto CGL2006-08822/BTE del Ministerio de Educación y Ciencia y su realiza-ción ha sido posible gracias a una beca FICYT del programa“Severo Ochoa” de Ayudas Predoctorales para la Formación yDocencia del Principado de Asturias dentro del PCTI 2006-9.El autor agradece a los Drs. Alberto Marcos del Departamentode Geología de la Universidad de Oviedo y Francisco JoséMartínez Fernández del Departamento de Geología de la UABlas interminables discusiones y la ayuda prestada tanto en elcampo como en el gabinete y microscopio. También agradeceal Dr. Fernando Bastida Ibáñez del Departamento de Geologíade la UO la revisión crítica del manuscrito original, que ha ser-vido para mejorarlo en gran medida. Finalmente, también quie-ro agradecer a la Xunta de Galicia la cesión de los mapas topo-gráficos en formato digital utilizados en la realización de la car-tografía geológica.


Figura 53. Cortes esquemáticos mostrando la evolución de la superpo-sición de fábricas en el bloque superior de la falla de Vivero. (A) Zonade cizalla desarrollada en la parte baja de la facies de los esquistos ver-des; (B) Superposición de fallas y estructuras asociadas de naturalezamás frágil.

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ANEXO I: Mapa de situación de las muestras de rocas obtenidas en la región de Guntín.


ANEXO II: Situación geográfica y descripción sucinta de las muestras de roca obtenidas en la región de Guntín.

Zona I

COT-59 y 61 y XIS-41: Micaesquistos constituidos esencial-mente por Ms-St-Bt-Grt±Chl. Presentan una foliación tectóni-ca de tipo milonítico muy marcada definida por una orientaciónpreferente de las micas y el desarrollo de una fábrica de formaen los granos de cuarzo, con bandas de cizalla de tipo C’ aso-ciadas que indican un movimiento diferencial de techo hacia elO (Fig 12A). También existen numerosos elementos de fábricacon formas monoclínicas tales como sombras de presión asimé-tricas, que indican un movimiento diferencial idéntico. En lamuestra XIS-41, con un grado metamórfico mayor (comodemuestran su mayor tamaño de grano y la ausencia de clori-ta), son muy comunes los peces de mica (biotita) (Fig. 12B). Elcuarzo presenta evidencias de procesos de deformación intra-cristalina y de acomodación, tales como la extinción ondulantey límites de subgrano no especialmente marcados pero genera-lizados, pero sobre todo resalta la geometría lobulada de loslímites de grano que presentan las zonas ricas en cuarzo (Fig.12C), evidenciando una recristalización dinámica del tipoGBM. En las muestras COT-59 y 61 se observa que el granatepresenta inclusiones rectas que se disponen oblicuamente a lafoliación milonítica que los rodea (Figs. 12A, D y E). La estau-rolita también muestra inclusiones orientadas con patrones rec-tos, pero estas generalmente están en continuidad con la folia-ción milonítica exterior (Figs. 12B y F).

Zona II

COT-40. Ampelita silúrica constituida por Qtz-grafito-Ms-Chl±Bt (verde). Se observan dos foliaciones tectónicas: un cli-vaje pizarroso paralelo a la estratificación y un clivaje de cre-nulación discontinuo paralelo al plano axial de pliegues convergencia SO (Fig. 15A). El cuarzo presenta extinción ondu-lante, límites de subgrano y límites de grano con formas lobu-ladas (Fig. 15B), lo que evidencia una recristalización dinámi-ca de alta temperatura (GBM), indicando que el mecanismo dedeformación dominante fue la deformación plástica intracrista-lina, acompañada por procesos de recristalización dinámica.Los antiguos porfiroblastos de estaurolita, hoy totalmenteretrogradados, presentan inclusiones orientadas con patronesplegados (pliegues helicíticos) (Fig. 15B)

COT-41. Esquisto noduloso intercalado en las ampelitas silúri-cas. Está constituido por Ms- Bt-Qtz-Chl- rutilo y presenta unafoliación tectónica continua definida por la orientación prefe-rente de moscovita, biotita, opacos y rutilo. La clorita sueleorientarse aleatoriamente y es generalmente de mayor tamañoque la moscovita, muchas crecen sobre la foliación desarrolla-da sin modificarle, por lo que su crecimiento es postectónico.Algunas moscovitas también pueden presentar relaciones de

este tipo. En la muestra destacan porfiroblastos de andalucitatotalmente sericitizados, con inclusiones rectas en el interiorque se disponen oblicuas con respecto a la orientación generalde la foliación (Fig. 15C).

COT-42. Ampelita silúrica similar a la COT-40 recogida adya-cente a una falla en cuyo entorno las rocas presentan una folia-ción continua paralela a ella. Esta constituida por grafito-Qtz-Bt (marrón)-Chl-Cld-Ms. La foliación esta definida principal-mente por grafito y moscovita. A pesar de estar relativamentecerca de la muestra COT-40 (a unos 40 m), presenta un mayorgrado metamórfico que ésta, como lo demuestra su alto conte-nido en biotita (marrón).

COT-43. Roca nodulosa con aspecto similar a la COT-41 yconstituida por Ms-Chl-Qtz-rutilo-Chl-grafito±Bt, con escasosrelictos de andalucita. Presenta una foliación continua definidapor la orientación dimensional preferente de moscovita, opacosy rutilo y numerosos porfiroblastos de moscovita y clorita coninclusiones rectas o ligeramente curvadas y siempre oblicuascon respecto a la foliación exterior; a veces, estos porfiroblas-tos presentan sombras de presión asimétricas y “stair steeping”que indican un movimiento diferencial de techo hacia el O(Fig. 16A y B). El gran contenido en circones con halos pleo-croicos y la presencia de algo de biotita relicta parece mostrarque muchos de los porfiroblastos de clorita crecieron a partir decristales de biotita anterior. El crecimiento de clorita muchasveces sobrecrece el antiguo cristal de biotita sobre las sombrasde presión (Fig. 16C).

COT-47. Filita gris oscura con porfiroblastos de estaurolitaconstituida esencialmente por Ms-St-Qtz-Chl-And (pseuso-morfos). Presenta un clivaje continuo definido por la orienta-ción preferente de micas y opacos. Los porfiroblastos de estau-rolita muestran inclusiones rotadas y sombras de presión gene-ralmente poco desarrolladas. Su crecimiento puede considerar-se sintectónico respecto al desarrollo de la foliación.

COT-48. Filita gris oscura algo nodulosa constituida esencial-mente por Ms-Qtz-St-Cld-Chl-rutilo-And (pseudomorfos) ±Ky. La lámina presenta un clivaje continuo definido por laorientación preferente de micas y opacos y por la fábrica deforma del cuarzo. Presenta grandes pseudomorfos de andalu-cita (de hasta 4 mm) totalmente sustituidos por una masa deminerales con colores de interferencia grisáceos. En estasmasas, debe de encontrarse la cianita, aunque es posible quesean masas de hidróxido de aluminio hidratado (com. pers.Francisco J. Martínez). Estos pseudomorfos aún conservaninclusiones orientadas con patrones rectos o curvados (deltipo e1 y e3 de la Fig. 7.9 de Passchier y Trouw, 2005). Estosúltimos indican un crecimiento sintectónico con respecto a la


ANEXO III: Descripción de las muestras de rocas obtenidas en la región de Guntín, ordenadas según las diferentes zonas estructurales y meta-mórficas establecidas (ver Figura 10).

foliación que se observa. La estaurolita, en cambio, no pre-senta inclusiones orientadas, pero si desarrollan sombras depresión y desvían la foliación continua a su alrededor, por loque su crecimiento puede ser pre- o sintectónico con respectoal desarrollo de la misma. Los porfiroblastos de cloritoide sonmayormente postectónicos con respecto a la foliación, aunquealguna puede mostrar relaciones sintectónicas.

Zona III

COT-1: Filita gris constituida esencialmente por Qtz-Ms-Chl-Cld. Presenta una foliación espaciada de tipo bandeadotectónico que transpone toda foliación anterior y que mues-tra evidencias de procesos de disolución por presión muymarcados durante su desarrollo (acumulación de opacos ymicas en dominios M muy netos). Sobre el bandeado tectó-nico parecen desarrollarse foliaciones con aspecto de bandasde cizalla de tipo C’ (Fig. 25C), pero no son generalizadas ysu interpretación es difícil. Los porfiroblastos de cloritoidedeforman a su alrededor el bandeado tectónico o bien puedenestar truncados.

COT-2. Filita gris constituida esencialmente por Qtz-Ms-Cld-Chl, con capas centimétricas de arenisca plegadas o estiradas.Presenta una foliación tectónica continua paralela a la estratifi-cación, definida por la orientación preferente de micas y opa-cos, y por la fábrica de forma del cuarzo (Fig. 27B). Los porfi-roblastos de cloritoide no presentan ninguna orientación prefe-rente ni muestran generalmente sombras de presión o desvia-ción de la foliación; muestran inclusiones rectas, por lo quepueden considerase postectónicos. Algunos, en cambio, parecemostrar características propias de cristales sintectónicos (p.ej.,sombras de presión) (Fig. 27B).

COT-3, 4, 29 y 30. Esquitos de color verde oscuro constituidosesencialmente por Chl-Grt-Bt (verde)-sericita, que están afec-tados por una foliación tectónica continua paralela a la estrati-ficación, definida por la orientación preferente de micas y opa-cos y por la fábrica de forma del cuarzo (Fig. 27C). Los porfi-roblastos de granate se encuentran estirados en una direcciónparalela a la foliación y muestran un boudinage más o menosacusado. El cuarzo suele mostrar extinción ondulante, eviden-cias de recristalización, y más raramente evidencias disoluciónpor presión. También se han observado en una muestra micro-cizallas que cortan la foliación con un ángulo aproximado de45º (Fig. 27D).

COT-5, 6 y 28. Anfibolitas constituidas esencialmente por Grt-Qtz-Cum-Chl±rutilo en las que se observa una esquistosidadmuy penetrativa de tipo milonítico, definida por la orientaciónpreferente de cristales de anfíbol, opacos (principalmente ruti-lo), óxidos de hierro y también por una fábrica de forma delcuarzo (Fig. 28D). Los anfíboles raramente conservan las geo-metrías aciculares (esferulitos) de las texturas originales; ade-

más, su tamaño de grano es mucho menor que en la anfibolitasobservadas más al E. Los granates están generalmente frag-mentados, presentando bordes tanto angulosos como redonde-ados, por lo que pueden ser considerados como porfiroclastos.

COT-7. Esquisto gris con porfiroblastos de granate y de clori-toide cloritizados; constituido esencialmente por Ms-Chl-Cld-Qtz-Grt. Se observan dos foliaciones: una esquistosidad parale-la a la estratificación, definida por la orientación preferente demicas, y una foliación espaciada poco desarrollada. Los porfi-roblastos de granate presentan sombras de presión alargadas enla dirección de la esquistosidad, que tiende a rodearlos; porello, su crecimiento no fue posterior al desarrollo de la folia-ción continua. Los porfiroblastos de cloritoide/clorita presentansombras de presión alargadas en la dirección de la foliacióncontinua y, a veces, desviación de la foliación a su alrededor.Suelen presentar inclusiones orientadas en el centro con unpatrón recto que se curva en los bordes y una zona libre deinclusiones en la zona más externa del porfiroblasto (Fig. 28C).Es muy posible que su crecimiento sea sintectónico con respec-to a la foliación continua, ya que la presencia de inclusionesorientadas descarta un crecimiento pretectónico mientras que lapresencia de sombras de presión y desviación de la foliacióndescarta que el crecimiento sea postectónico. Debido a la com-plejidad que muestra el patrón de inclusiones no podemos ase-gurar que no haya sufrido una historia de crecimiento más com-pleja que la que aquí se anota, y que la foliación continua no sehaya formado en el transcurso de más de una fase de deforma-ción.

COT-8 y 9. Esquistos de color verde oscuro con pequeños por-firoblastos de granate (< 1 mm), constituidos por Grt-Bt-Chl-óxido de hierro. Muestran una foliación continua muy penetra-tiva con características miloníticas, definida principalmente porla orientación preferente de micas. Existen numerosos porfiro-clastos heterogranulares de granate embebidos en una matriz declorita y biotita (Fig. 29A). Los granates se encontraban ya esti-rados con anterioridad al proceso clástico, como se deduce dela figura 29B. Además, estos porfiroclastos presentan esporádi-camente inclusiones de cuarzo oblicuas con respecto a la folia-ción milonítica.

COT-10. Filita gris muy pelítica, adyacente a la muestra COT-11 en la que se observa un clivaje pizarroso definido por laorientación preferente de cristales de moscovita. Este clivajepizarroso es paralelo al bandeado tectónico descrito en la mues-tra COT-11. Contiene pequeños porfiroblastos de cloritoide(<1mm) con sombras de presión y desviación en su entorno delclivaje pizarroso, por lo que puede descartarse que sean postec-tónicos.

COT-11. Filita gris constituida esencialmente por Qtz-Ms-Chl,en la que se observan dos foliaciones tectónicas (Fig. 25G). Lafoliación principal es un bandeado tectónico que buza hacia el


SO y muestra evidencias muy acusadas de disolución por pre-sión, que llega a obliterar cualquier foliación anterior (Fig. 30);en las partes más pelíticas esta foliación se manifiesta como unclivaje pizarroso. Superpuesto al bandeado tectónico, se obser-va localmente un clivaje de crenulación que presenta limitesmuy bien definidos con acumulación de minerales opacos ymicas, lo que implica un predominio de mecanismos de disolu-ción por presión durante su desarrollo (Fig. 30).

COT-12. Psamopelíta con escasos porfiroblastos de granateconstituida esencialmente por Bt (verde)-Qtz-Cld-opacos-Grt-Chl-Zrn en la que se observa una esquistosidad paralela a laestratificación, definida por la orientación preferente de opacosy cloritoide (Fig. 28A) y por la fábrica de forma de cuarzo. Losgranos de cuarzo presentan evidencias claras de deformaciónplástica intracristalina (extinción ondulante), limites de subgra-nos, y comúnmente límites entre los granos irregulares (Fig.28B).

COT-13, 14 y 31. Anfibolitas constituidas esencialmente porCum-Grt±Act±Qtz±Czo±Ab±Chl±Bt (marrón o verde) quepresentan una foliación tectónica continua paralela a la estrati-ficación, definida por la orientación preferente de anfíboles,opacos y micas (Figs. 25D). En la muestra COT-13 la fábricade forma del cuarzo (que se presenta en una cantidad aprecia-ble) contribuye también a definir la foliación.

COT-16: Filita gris oscura constituida por Ms-Cld-Qtz-Chlrecogida en la charnela de un pliegue. Presenta dos foliaciones:una foliación continua definida por la orientación preferente deminerales opacos y cristales de moscovita que se dispone para-lela a la estratificación; y un clivaje de crenulación de desarro-llo muy irregular, que se corresponde con el plano axial delpliegue en el que fue recogida la muestra. El cuarzo muestraevidencias claras de recristalización (formación de cristalescon tamaño de grano bimodal), extinción ondulante generaliza-da y límites de subgrano, por lo que se deduce que los mecanis-mos de deformación dominante fueron la plasticidad intracris-talina acompañada de procesos de recristalización dinámica yrecuperación. Los porfiroblastos de cloritoide son claramentepostectónicos a la foliación continua, mientras que respecto alclivaje de crenulación las relaciones son pre-, sin- y mayorita-riamente postectónicas.

COT-17, 18, 19 y 32: Esquistos con Grt - Chl - Bt (cloritizada)- opacos - circón y relictos de cummintonita y albita en propor-ciones accesorias o ausentes. Presentan una foliación tectónicacontinua definida principalmente por la orientación preferentede pequeños cristales de clorita y/o biotita verde perfectamen-te orientados (llegan a extinguirse a la vez) y minerales opacosde hábito alargado (Figs. 25B y 26C, D). Los porfiroblastos degranate, y en menor medida otros minerales, presentan boudi-nage con una dirección de estiramiento paralela a la lineaciónmineral sobre el plano de foliación principal (Figs. 25B, 26C y

D). La foliación general rodea los porfiroblastos, que muestransombras de presión y suelen englobar una foliación definidapor inclusiones rectas y, en algún caso, curvadas en el interiory rectas en la parte periférica (Fig. 26D). Son comunes en estasrocas nivelillos de geometría lenticular de color negro que bajoel microscopio se muestran como acumulaciones de opacos y,en menor medida, fragmentos de óxidos; son paralelos a lafoliación principal aunque a veces se disponen perpendicular-mente y están deformados por los porfiroblastos de granate(Fig. 27A).

COT-23. Filita gris oscura con porfiroblastos de cloritoideconstituida esencialmente por Qtz-Ms-Cld. Presenta dos folia-ciones tectónicas: una foliación continua de tipo clivaje piza-rroso; y un clivaje de crenulación grosero, poco desarrolladoaunque generalizado (Fig. 35C). Los porfiroblastos de cloritoi-de presentan un núcleo con inclusiones y una parte exteriorlimpia que parece haber crecido postectónicamente sobre lassombras de presión alargadas en la dirección del clivaje piza-rroso (Fig. 36). El clivaje de crenulación espaciado está defor-mada en los alrededores del cloritoide por lo que su puede des-cartarse que el crecimiento de éste haya sido posterior.

COT-26. Esquisto verde con porfiroblastos de granate consti-tuido esencialmente por Grt-Chl-Bt (verde)-Qtz. Se observandos foliaciones: una foliación tectónica difuminada por la fuer-te cloritización de la muestra, que es paralela a la estratifica-ción; y un clivaje de crenulación, con dominios Q y M muyfinos y una geometría anastomosada. Este clivaje de crenula-ción se desarrolla bien en las partes ricas en micas (Fig. 29C),mientras que en otras partes de la muestra menos micáceas semanifiesta como una foliación milonítica. Los granates estánfragmentados formando porfiroclastos y suelen presentar inclu-siones curvadas, pero debido a su fragmentación no puedenestablecerse relaciones claras con la matriz.

COT-27. Psamopelita constituida esencialmente por Qtz-Ms-Chl-Bt-Grt (pseudomorfos) en la que se observan dos foliacio-nes tectónicas (Fig. 25E): una foliación continua paralela a laestratificación de tipo clivaje pizarroso en las zonas pelíticas,que está definida por la orientación preferente de micas y lafábrica de forma del cuarzo y que presenta buzamientos suaveshacia el SO; y una foliación espaciada de tipo clivaje de crenu-lación bien desarrollada en las partes pelíticas (llegando inclu-so a formar un bandeado tectónico), mientras que en las partespsamíticas se muestra como un clivaje de crenulación pocopenetrativo, con micropliegues muy abiertos. Los antiguos por-firoblastos de granate deforman a las dos foliaciones tectónicasen su entorno y muestran sombras de presión orientadas en ladirección de la foliación continua; en consecuencia, este mine-ral debió crecer con anterioridad o simultáneamente a la forma-ción del clivaje pizarroso. La clorita es pretectónica o postectó-nica con respecto al clivaje de crenulación.


COT-34 y COT 20: Son filitas constituidas por Qtz-Ms-Chl±Cld±Grt (pseudomorfos). En ellas se puede llegar a obser-var hasta tres foliaciones tectónicas: 1) un clivaje pizarroso quela mayoría de veces está transpuesto; 2) un bandeado tectónico,que presenta los límites entre los dominios Q y M bien marca-dos; en ocasiones se observan granos minerales truncados poresta foliación debido a la actuación de un mecanismo de diso-lución por presión; y 3) un clivaje de crenulación, que puedeestar generalizado o distribuirse en dominios Q y M que mues-tran una transición gradual (Figs. 26A y B).

COT-35. Filita gris con pseudomorfos de granate constituidaesencialmente por Ms-Qtz-Chl-Bt (verde)-Cld. Se observandos foliaciones tectónicas: un clivaje pizarroso paralelo a laestratificación y un bandeado tectónico ligeramente oblicuo ala misma (Fig. 25F) que en ocasiones llega a obliterar la folia-ción anterior. Los antiguos porfiroblastos de granate deformantodas las foliaciones tectónicas a su alrededor y sus sombras depresión se alargan en la dirección del clivaje continuo (Fig.29D), por lo que deben de ser anteriores y/o sintectónicos conrespecto a ésta. Los porfiroblastos de cloritoide/clorita defor-man el bandeado tectónico a su alrededor, y sombras de presiónalargadas en la dirección del bandeado tectónico.

COT-36: Filita verde (Fig. 32B) constituida esencialmente porMs-Qtz-Grt-opacos-óxidos de hierro. Presenta una foliacióncontinua paralela a la estratificación de tipo clivaje pizarrosodefinida por la orientación preferente de micas y opacos y porla fábrica de forma de cuarzo (Fig. 33A). Los porfiroblastospseudomorfizados de granate presentan sombras de presiónalargadas paralelamente a la dirección del clivaje continuo, elcuál se desvía en su entorno. En algunos fragmentos de grana-te se observan inclusiones orientadas (Fig. 34C); de esto sededuce que el crecimiento del granate fue posterior o sintectó-nico con el desarrollo de una foliación continua. Además,muchos de estos porfiroblastos de granate pseudomorfizadospresentan sombras de presión asimétricas, indicando un movi-miento de techo hacia el SSE (Fig. 33C). Se observan tambiénclivajes de crenulación poco penetrativos que dan lugar amicropliegues de tipo kink-band (Fig. 33D); estas crenulacio-nes producen la rotación de las sombras de presión de los por-firoblastos de granate.

COT-37: Filita esencialmente similar a la COT - 36 recogidamás al sur de ésta y más cercana al límite E de la unidad.Presenta una foliación continua de tipo clivaje pizarroso en lapartes pelíticas; en las capas psamíticas la foliación viene defi-nida por la fábrica de forma del cuarzo y se dispone paralela ala estratificación. A diferencia de la muestra COT-36, esta pre-senta un clivaje de crenulación bien desarrollado en los nivelespelíticos, con diferenciación clara de dominios M y Q. Este cli-vaje de crenulación está asociado a pliegues y muestra eviden-cias de disolución por presión en su desarrollo, tales como acu-mulación de minerales poco solubles (opacos y micas esencial-

mente) y truncación de minerales pretectónicos.

COT - 39. Esquisto gris (derivado de un protolito psamo-peli-tico) con porfiroblastos de cloritoide, constituido por Qtz-Ms-Cld-Chl. Presenta dos foliaciones tectónicas: una foliación con-tinua paralela a la estratificación; y un clivaje de crenulacióndiscreto, anastomosado y bien desarrollado, que muestra evi-dencias claras de disolución por presión. El clivaje de crenula-ción que se observa se correlaciona mediante criterios decampo con la foliación continua descrita en la muestra COT-23.El cuarzo presenta esporádicamente extinción ondulante, lími-tes de subgrano y un tamaño de grano bimodal. Existen dostipos de porfiroblastos de cloritoide, unos idiomorfos, limpiosy libres de inclusiones, y otros sub o idiomorfos con muchasinclusiones. Este mineral es postectónico con respecto a lafoliación continua, mientras que guarda relaciones pre, sin ypostectónicas con respecto al clivaje de crenulación.

Zona IV

COT-21. Esquisto oscuro similar a las muestras COT-44 y 53con venas de cuarzo. Se observan venas cuarzo formadas porcristales heterogranulares con extinción ondulante y subgranos(Fig. 45A), cuyos límites de suelen ser muy irregulares y pre-sentan formas lobuladas, como corresponde a una recristaliza-ción dinámica de tipo GBM (Fig. 45B). En la parte pelítica, seobservan dos foliaciones: una foliación que puede mostrarsecontinua o espaciada de tipo disyuntivo (Fig. 45C), y una folia-ción espaciada de tipo clivaje de crenulación muy poco des-arrollada.

COT-44. Esquisto oscuro satinado de aspecto cornubianíticoconstituido esencialmente por Ms-Qtz-opacos-Cld-Ky±Chl,con agregados de mica blanca y Ky sustituyendo la And ante-rior. Se observan dos foliaciones tectónicas: una esquistosidadcontinua dominante, prácticamente paralela a la estratificación,y un clivaje de crenulación grosero, que muestra evidencias dedisolución por presión (Fig. 43A). El cuarzo es heterogranular,muestra extinción ondulante y puntualmente límites de subgra-no, evidenciando una deformación dominada por mecanismosde plasticidad intracristalina, acompañada de mecanismos deacomodación. Los agregados micáceos presentan inclusionesorientadas con patrones rectos en continuidad con la esquisto-sidad exterior, mientras que la crenulación es desviada a sualrededor, observándose incluso algún agregado deformado poresta (Fig. 43B y C). Los porfiroblastos de cloritoide son de dostipos: unos presentan sombras de presión, desviación de lafoliación continua, inclusiones con patrones rectos y están frac-turados (ver Fig. 44D); y otros, que son mayoría, carecen desombras de presión y presentan un crecimiento claramente pos-tectónico con respecto a la esquistosidad continua. Alguno deestos últimos, puede encontrase ligeramente rotado (Fig. 43D),por lo que puede deducirse un crecimiento intertectónico conrespecto a las dos foliaciones visibles. El crecimiento del clori-


toide puede considerarse que comenzó en las etapas tardías dela formación de la esquistosidad continua y finalizo antes de laformación de la esquistosidad de crenulación.

COT-49. Filita azul oscura moteada (ver Fig. 9B y C) constitui-da esencialmente por Ms-Ky-Chl-Cld -Qtz, con agregados demica blanca sustituyendo porfiroblastos previos de andalucita.Se observa un clivaje pizarroso definido principalmente por laorientación preferente de cristales de moscovita y opacos (Fig.46A); la cianita presenta un crecimiento en dos etapas, siendola segunda de ellas, al menos, postectónica con respecto a este(Fig. 46B). Los agregados de mica blanca (pseudomorfos deAnd) presentan inclusiones orientadas con patrones rectos, des-vían ligeramente la foliación a su alrededor (aunque no siem-pre) y muestran sombras de presión poco desarrolladas o dis-continuidades entre la foliación en el interior y en el exteriordel pseudomorfo (Figs. 46A y C).

COT-50 y 51. Filitas con Ms-Qtz-opacos±Ep±Bt y porfiroblas-tos de granate o estaurolita totalmente retrogradados. Presentantres foliaciones tectónicas: un clivaje pizarroso paralelo a laestratificación; un bandeado tectónico con buzamientos suaveshacia el SO; y un clivaje de crenulación que se desarrolla úni-camente en los dominios M del bandeado tectónico y que buzasuavemente hacia el E. La lámina COT-51 presenta porfiroblas-tos retrogradados con sombras de presión asimétricas que indi-can un movimiento diferencial de techo hacia el SO. El cuarzo,de tamaño bimodal y bordes irregulares, mostrando evidenciasclaras de procesos de recristalización dinámica, límites de sub-grano y en ocasiones extinción ondulante.

COT-52. Esquisto oscuro noduloso constituido esencialmentepor Ms-Ky-Cld-opacos, con agregados de mica blanca y Kysustituyendo a porfiroblastos de And. Sus características sonsimilares a las de COT-44, aunque la crenulación muestra unageometría más irregular (Fig. 44A). Los agregados de micablanca presentan inclusiones orientadas con patrones rectos,tienen formas alargadas en la dirección de la foliación conti-nua e incluso muestran a veces pequeñas sombras de presión.

Esto puede ser debido bien a un crecimiento tardío con res-pecto a la foliación continua o a que la foliación continua seforma en el transcurso de más de una fase de deformación.Por otra parte, estos agregados son claramente pretectónicoscon respecto al desarrollo de la foliación espaciada. Los por-firoblastos de cianita presentan inclusiones orientadas conpatrones rectos, muestran generalmente sombras de presiónalargadas paralelas a la foliación continúa y, de forma esporá-dica, desviación de la foliación espaciada a su alrededor (Fig.44B). Aunque algunos cristales son claramente postectónicos(Fig. 44C), la presencia de sombras de presión y desviaciónde la foliación indica que algunos comenzaron a crecer cuan-do todavía estaba desarrollándose la foliación continua,posiblemente en etapas tardías, dado el pobre desarrollo delas sombras de presión y la ausencia de rotación de los porfi-roblastos.. El cloritoide, al igual que en la muestra COT-44,muestra dos tipos diferentes y guarda las mismas relacionescon la matriz (Fig. 44D).

COT-53. Esquisto oscuro satinado similar a las muestras COT-44 y 52 descritas anteriormente.

COT-56. Ampelita constituida esencialmente por grafito-Qtz-Ms-Chl que presenta tres foliaciones tectónicas. La primera deellas es un clivaje pizarroso, prácticamente paralelo a la estra-tificación, definido por la orientación preferente de cristales demoscovita y grafito (Fig. 47B,C). En el afloramiento muestrauna dirección N-S y presenta un buzamiento alto (entre 65 y80º) hacia el O. La foliación principal es un bandeado tectóni-co con dominios Q y M claramente definidos y que muestranevidencias de disolución por presión (Fig. 47A, B y C). En elcampo se puede comprobar que este bandeado, que se inclinaunos 20º hacia el O, está asociado con pliegues subcilíndricosde escala centimétrica que presentan vergencias hacia el O.Finalmente, también se observa una foliación espaciada de tipoclivaje de crenulación que se desarrolla únicamente en losdominios M del bandeado tectónico (Fig. 47D); en el campoesta foliación presenta buzamientos bajos hacia el E, aunque esdifícil de observar.


estudio geológico de la falla de vivero y estructuras asociadas en la

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