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

4.1.2.2. La ventana tectónica del Xistral Las rocas del autóctono relativo incluyen en su parte más alta las zonas de la clorita-biotita y de la estaurolita-cordierita, estando preservada la primera en la escama tectónica de Burela (Fig. 11). Es difícil trazar las zonas metamórficas en este sector debido a que la litología dominante son las cuarcitas. En las escasas rocas semipelíticas existentes en la Escama de Burela sólo se ha encontrado clorita y mica blanca, pero más al sur, en la ventana tectónica de Monte Carballosa, aparecen blastos postcinemáticos de biotita, lo que sugiere condiciones algo más altas (ARENAS y MARTÍNEZ CATALÁN, 2003). Estos dos extremos aparecen representados en la tra- yectoria 9 de la Fig. 13. La zona de la estaurolita-cordierita también es difícil de trazar, por idénticos motivos que la ante- rior. Tomando como referencia los datos obtenidos en la parte sur de la ventana tectónica del Xistral (Vilapedre; Fig. 11), la asociación mineral de los esquistos incluye cuarzo, plagioclasa, mica blanca, clorita, biotita y cordierita. La última es tardi- a postcinemática, lo que indica un calentamiento intenso durante las etapas finales del desarrollo de la foliación regional. La tra- yectoria 10 (Fig. 13) puede considerarse representativa de su evolución. En la Hoja de Foz, esta zona se ha dibujado en ambos límites de la Escama de Burela, debido a la presencia, en las inter- calaciones semipelíticas, de minerales alterados que probablemente fueron cordierita. En las zonas de la clorita-biotita y de la estaurolita-cordierita destaca la práctica ausencia de gra- nate, hecho que nos situaría en presiones iguales o inferiores a 2 kbar, condiciones poco realis- tas teniendo en cuenta que el espesor mínimo del Manto de Mondoñedo preservado en la ac- tualidad en el Sinforme de Bretoña es de unos 10-12 km (3-4 kbar). Las trayectorias 11 y 12 han sido trazadas teniendo en cuenta esta referencia, achacándose la falta de granate probable- mente a razones composicionales. En niveles más profundos aflora la primera zona de la sillimanita, en la que los esquistos contie- nen biotita, estaurolita, cordierita, sillimanita, algo de granate en la parte superior de la zona, y moscovita primaria. La cordierita se formó después del granate y la estaurolita, y posteriormen- te lo hizo la sillimanita, que representa el pico térmico. La falta de evidencias de fusión parcial y la presencia de moscovita primaria indican que no se superó la curva: Ab + Kfs + Qtz + H O = fundido. 2 Las trayectorias representativas de la evolución de esta zona metamórfica son las 11 y 12 (Fig. 13). En la Hoja de Foz, esta zona aparece estructuralmente por debajo de la cizalla extensional de Rúa (Fig. 11), aunque la ausencia de esquistos impide establecer su evolución aquí. No obs- tante, la presencia de sillimanita, y de moscovita primaria, preservada como microinclusiones en los granos recrecidos de cuarzo, es suficiente garantía. La zona de la sillimanita-ortosa aflora sólo en la esquina NO de la Hoja, en los enclaves de escala cartográfica que aparecen dispersos entre los granitos del macizo de San Ciprián por debajo de la Cuarcita del Xistral. Corresponden al flanco oriental de un antiforme estrecho cuya charnela pasa por Viveiro (Fig. 11). El desarrollo de migmatitas está generalizado, y las paragénesis inclu- yen sillimanita, biotita, ortosa y, ocasionalmente, granate. Toda la moscovita es secundaria. La trayectoria 13 muestra la evolución propuesta para esta zona, muy poco acotada por la ausen- cia de fases previas al pico térmico. 4.1.3. Evolución tectonometamórfica La historia metamórfica puede sintetizarse relacionándola con la historia tectónica, y conside- 47