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

(al oeste de la Hoja de Foz), incluyen Ms + Chl + Qtz + Pl + Ky + St + Cld + Ilm, pero biotita y gra- nate están ausentes, sugiriendo la verificación del equilibrio: Ky + Cld = Chl +St (KFMASH) que se ha utilizado para trazar la trayectoria 3 (Fig. 12). La estimación de la presión aquí debe con- siderarse un valor mínimo, aunque la ausencia de granate en las asociaciones con distena sugiere que no debió superar el punto invariante 8. No se observa recristalización significativa durante la descompresión, hecho que debe reflejar que las temperaturas alcanzadas fueron menores que las del pico bárico (ARENAS y MARTÍNEZ CATALÁN, 2003). En los niveles inferiores de la zona de la estaurolita-distena se alcanzaron temperaturas ligeramen- te superiores, apareciendo en la asociación mineral Bt + Grt + St y, en ocasiones, cloritoide inclui- do en granate. Además, crecieron porfiroblastos de andalucita tardicinemáticos. Son esquistos típicos de la zona de la estaurolita-distena que siguen una progradación según el equilibrio: Cld = Chl + Grt + St y, después, se descomprimieron y enfriaron en el campo de estabilidad de la andalucita (trayec- toria 4; Fig. 12). La ausencia de cordierita en las asociaciones constriñe la evolución retrógrada a presiones por encima del punto invariante 2. En general puede considerarse que las rocas de la zona de la St-Ky no superaron las temperaturas del punto triple de los polimorfos del silicato de Al, ya que nunca aparece sillimanita durante la descompresión, no superándose el equilibrio: Chl + Grt = Bt + St. En los esquistos de la primera zona de la sillimanita al Este de la ventana tectónica del Xistral en- contramos granate, estaurolita, biotita y sillimanita sincinemáticos, así como un crecimiento posterior de porfiroblastos de andalucita. Estos porfiroblastos llegan a alcanzar los 15 cm de largo, disponiéndose paralelamente a la lineación de estiramiento. La trayectoria 5 (Fig. 12) pue- de trazarse con precisión, verificándose una fuerte descompresión que implicaría las reacciones sucesivas: Chl + Grt = Bt + St Bt + St = Sil + Grt, terminando en el campo de estabilidad de la andalucita. En sectores más meridionales del Domo de Lugo, concretamente en el Domo de Portomarín (Fig. 3), se han reconocido asociacio- nes de mayor temperatura en esquistos y paragneises de esta zona, con granate, biotita, estau- rolita, distena y sillimanita sincinemáticos y blastos de andalucita tardicinemáticos (trayectoria 6, Fig. 12; ARENAS y MARTÍNEZ CATALÁN, 2003). La segunda zona de la sillimanita o de sillimanita-ortosa se alcanzó en la base de la lámina cabal- gante, al Este de la ventana tectónica del Xistral. En general son paragneises migmatíticos que pueden presentar cuarzo, plagioclasa, biotita, granate, estaurolita, sillimanita, ortosa y andalu- cita. Sin embargo las asociaciones de pico térmico en las rocas más recristalizadas y anhidras están formadas por cuarzo, plagioclasa, sillimanita y ortosa. La trayectoria P-T que siguen las rocas de esta zona (8a; Fig. 11) se caracteriza por una fuerte descompresión a través del campo de la sillimanita y un enfriamiento ya en el campo de la andalucita. Durante el cabalgamiento de la lámina se exhumaron estos paragneises, proceso que dio lugar a la formación de filonitas, cuyo mejor aforamiento se encuentra en la playa de Areoura. Las condiciones P-T obtenidas por DALLMEYER et al . (1997) para estas filonitas sugieren presiones inferiores a los 5 kbar y tempe- raturas de 500 ± 30 ºC (trayectoria 8b; Fig. 12). 46