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

Buena parte del adelgazamiento del Manto de Mondoñedo fue provocado por la zona de ciza- lla extensional superior (MARTÍNEZ CATALÁN et al ., 2003). Esta estructura deformó a los plie- gues tumbados y aplastó las zonas metamórficas Barrovienses (Fig. 4, secciones B-B' y C-C'), y su actividad ha quedado reflejada en la descompresión isoterma de las partes profundas del manto (Fig. 12). La presencia de porfiroblastos de distena, estaurolita y andalucita sincinemáti- cos con la actividad de esta cizalla extensional indica que fue activa cuando las condiciones de presión y temperatura eran altas. Esto sugiere que se inició en las etapas tempranas del empla- zamiento del manto, cuando éste era una lámina potente y se deslizaba sobre una cizalla dúctil. La evolución metamórfica del autóctono relativo comprende condiciones de baja presión y un elevado gradiente geotérmico (Fig. 14b). Puede considerarse similar al tipo intermedio de baja presión de MIYASHIRO (1961) con paragénesis con andalucita, estaurolita y cordierita. La ven- tana tectónica de Xistral sufrió un evento de intenso calentamiento, especialmente importante en los niveles por encima del despegue extensional inferior (Fig. 4). Dicho calentamiento produ- jo un crecimiento anormal del tamaño de grano en las cuarcitas del Xistral, alcanzándose condi- ciones de la primera zona de la sillimanita, aunque los granos recrecidos engloban pequeños cristales orientados de mica blanca, relictos de asociaciones de grado bajo. Las metapelitas en el bloque superior del despegue, que son bastante escasas, son esquistos de grados bajo y medio, que fueron calentados posteriormente hasta la zona de la sillimanita, pero nunca transforma- dos en paragneises. Por debajo del despegue extensional inferior, las rocas son paragneises de grado metamórfico alto (Figs. 4 y 10). En la Hoja de Foz, los afloramientos son escasos debido a la intrusión del maci- zo granítico de San Ciprián. En sectores occidentales próximos afloran niveles más profundos en los que se identifica una foliación de alta temperatura y baja presión paralela al despegue extensional inferior. En general, la abundancia de inyecciones graníticas, la extensa fusión par- cial, ausencia de distena y la escasez de granate, indican que las altas temperaturas estuvieron asociadas a presiones bajas (ARENAS y MARTÍNEZ CATALÁN, 2003). El despegue extensional inferior puso en contacto rocas que inicialmente eran de bajo grado arriba, con rocas de mayor grado debajo. Este salto metamórfico de carácter sustractivo, unido al calentamiento de las ro- cas del bloque de techo, son rasgos típicos de los despegues extensionales. El calentamiento inducido por la actividad del despegue extensional inferior afectó también a la base del Manto de Mondoñedo, dando lugar al crecimiento sin-postcinemático del tamaño de grano de las milonitas basales (MARTÍNEZ CATALÁN et al ., 2003). De ello puede deducirse que la cizalla extensional fue contemporánea con la cizalla basal del manto, aunque la expresión de menor temperatura de su falla basal se superpuso finalmente al despegue extensional inferior. Las trayectorias P-T de los bloques de techo y muro del despegue extensional inferior son para- lelas (Fig. 13), mostrando una progradación casi isobárica del tipo que suele encontrarse en los bloques de techo de los grandes despegues extensionales (ESCUDER VIRUETE et al. , 1994, 1997). En consecuencia, es probable que todas las rocas aflorantes en la ventana tectónica de Xistral formen parte del bloque de techo de una zona profunda de adelgazamiento cortical, que involucraría a la corteza inferior y media parcialmente fundida, y quizás al manto. De hecho granitos, granodioritas y tonalitas asociadas con rocas ultramáficas de origen mantélico (GALÁN, 1982, 1987; GALÁN et al ., 1996) intruyeron al norte de la ventana tectónica del Xistral (macizo de Viveiro; Fig. 11). Dichas rocas aparecen deformadas por una foliación paralela a la regional en los paragneises encajantes. Por otro lado los datos sísmicos y magnéticos sugieren la existencia de rocas máficas y ultramáficas bajo la ventana tectónica del Xistral (ALLER et al ., 1994; CÓRDOBA et al. , 1987; AYARZA et al ., 1998). 49