MAGNA 3.0-E. 1:50.000. FOZ (009)

43 altas que las establecidas en el área tipo de Escocia (YARDLEY, 1989). En el autóctono relativo, la zonación corresponde a un tipo de baja presión, habiéndose definido los intervalos de las zo- nas de manera específica para el sector. Las zonas representadas en la lámina cabalgante dentro de la presente hoja son, de arriba aba- jo: clorita, biotita, granate, estaurolita-distena, sillimanita y sillimanita-ortosa (Chl, Bt, Grt, St- Ky, Sil y Sil-Or; abreviaturas minerales según KRETZ, 1983). En realidad, no se ha encontrado distena en la Hoja, pero sí en otras áreas estructuralmente equivalentes hacia el Sur, por lo que se ha mantenido la zonación tal como la establecieron ARENAS y MARTÍNEZ CATALÁN (2003). Las zonas muestran aquí una dirección general NE-SO y un aumento de grado hacia el NO. Cortan a los grandes pliegues tumbados, pero están cortadas por el cabalgamiento basal del Manto deMondoñedo (Figs. 4 y 10). La escasez de granate, ausencia de distena y presencia de cordierita permite caracterizar el me- tamorfismo de las ventanas tectónicas como de baja presión. La ausencia de un modelo general de zonalidad metamórfica en este tipo de terrenos ha llevado a describir distintas zonas para cada caso concreto (MIYASHIRO, 1961; HARTE y HUDSON, 1979; YARDLEY, 1989). En la ven- tana tectónica del Xistral, ARENAS y MARTÍNEZ CATALÁN (2003) definieron, de arriba abajo, las zonas de clorita-biotita, estaurolita-cordierita, sillimanita y sillimanita-ortosa (Chl-Bt, St-Crd, Sil y Sil-Or). En nuestro mapa, estas zonas tienen también una orientación NE-SO, con el grado metamórfico aumentando hacia el NO. 4.1.2. Trayectorias de presión y temperatura Tras un detallado análisis petrográfico en las litologías más significativas de ambos conjuntos se infirieron las trayectorias P-T, tomando como base la red petrogenética de Powell y Holland (1990) para pelitas (KFMASH), incluyéndose además algunas reacciones del sistema KFASH de los mismos autores y las curvas de LUTH et al . (1964), LE BRETON y THOMPSON (1988) y CHATTERJEE y JOHANNES (1974). Las Figs. 11 y 12 recogen las trayectorias P-T de la lámina ca- balgante (Manto de Mondoñedo; Fig. 12) y del autóctono relativo (ventanas tectónicas; Fig. 13), representativas de los distintos niveles estructurales y zonas metamórficas (ARENAS y MARTÍNEZ CATALÁN, 2003). 4.1.2.1. El Manto deMondoñedo En el caso de las rocas de la lámina cabalgante dentro de la Hoja de Foz, los niveles estructural- mente más altos los ocupan las zonas de la clorita, biotita y granate. Asumiendo un gradiente geotérmico de 20 ºC/km durante el enterramiento, podemos delimitar la evolución P-T por dos trayectorias (1 y 2, Fig. 12), según la reacción: Chl + Cld = Grt. Para la zona de la estaurolita-distena, las asociaciones en equilibrio de esquistos ricos en Al pero también relativamente ricos en Mg del flanco normal del Anticlinal de Mondoñedo-Lugo-Sarria  Figura 11. Mapa de las zonas metamórficas e isogradas en el Manto de Mondoñedo y las ven- tanas tectónicas, para la mitad norte del Domo de Lugo. Se indica la situación de la Hoja de Foz. El punteado irregular representa la cobertera terciaria y cuaternaria, y las cruces, diversos tipos de granitoides (ver la leyenda de la Fig. 3). Según ARENAS y MARTÍNEZ CATALÁN, 2003).