Galizia Tras-os-Montes Konplexu Aloktonoak

Galiziako Tras-os-Montes

Konplexu Aloktonoa Tektonika Konparatua

2009/2010

Joseba Olano Madariaga

Geologia 5.

Joseba Olano Madariaga Tektonika Konparatua

2

AURKIBIDEA

1. Abstract & Laburpena 3.or

2. Kokapen Geografikoa 4.or

3. Kokapen Geologikoa 6.or

4. Tras-os-Montes Konplexu Aloktonoak 9.or

4.1. Konplexuak:

4.1.1. Ordenes Konplexua 9.or

4.1.2. Cabo Ortegal Konplexua 11.or

4.1.3. Malpica-Tuy Konplexua 13.or

4.1.4. Bragança eta Morais Konplexuak 14.or

4.2. Unitateak:

4.2.1. Unitate Basala 16.or

4.2.2. Unitate Ofiolitikoa 18.or

4.2.3. Goi Unitatea 24.or

4.2.3.1.Presio altuko eta Tenperatura altuko metamorfismoa 25.or

4.2.3.2.Presio ertaineko metamorfismoa 27.or

5. Metamorfismo Variskarraren Ezaugarriak 29.or

5.1. Eklogitak 29.or

5.2. Granulitak 30.or

5.3. Arroka Ultramafikoak 31.or

5.4. Gneisak 33.or

6. Historia Tektonikoa 34.or

7. Bibliografia 37.or


3

Galiziako Tras-Os-Montes Konplexu Aloktonoa

ABSTRACT

The allochtonous Tras-os-Montes complex of Galicia, is situated in the north-

west of Iberian Massif. Those allochtonous complex, are separated in three complex;

Cabo Ortegal, Ordenes and Malpica-Tuy, where we could found treads of Varisc Oro-

genium. For example, island arch, volcanic archs and oceanic lithosphere treads. If we

bear in mind the ebolution that this lithology is going to have, we could separated in

three big units; Basal, ofiolitic and the top. In other hand, as those allochtonous complex

have suffered the Varisc metamorphism, is imposed the metamorphism of that side. So

this metamorphism, who has measure high pressure-temperatures, has among 400-390

million years.

LABURPENA

Galizia Tras-os-Montes Konplexu Aloktonoa, Iberiar Mazizoaren ipar-

mendebaldean kokatzen den unitatea da. Konplexu Aloktono hauek, hiru konplexutan

banatzen dira; Cabo Ortegal, Ordenes eta Malpica-Tuy Konplexutan, non hauetako ba-

koitzean Variscar Orogeneoaren aztarnak ikusten diren. Esate baterako, arku islen, arku

bolkanikoen eta litosfera ozeanikoen aztarnak. Halaber, konplexu hauek izango duten

litologia eta eboluzioa kontutan izanez gero, hiru unitate nagusi bereizten dira; Basala,

Ofiolitikoa eta Goialdekoa. Bestalde, konplexu aloktono hauek metamorfismo Variska-

rra pairatu dutenez, eskualdeko metamorfismoa nagusitzen da. Haatik, metamorfismo

hau, presio-tenperatura altukoa ez ezik 400-390 Mu-tako adina duela ere neurtu izan da.


4

1. irudia: a) Galiziaren kokapena Iberiar Penintsulan (http://maps.google.es). b) Gali-ziaren probintzi banaketa(http://faculty-staff.ou.edu/L/A-Robert.R.Lauer-

1/galicia1.gif). c), konplexu aloktonoak F ,E eta D atalak izango dira, aldiz B Iberiar Erdiko Zona den bitartean A eremua, Asturiarra izango da, faila batengatik mugatua

daudenak. C zonaldea Tras-os-Montes eremu eskistosutsoa (http://www.telefonica.net/web2/k59/geologa/paleogeo.jpg)

Kokapen Geografikoa

Tras-os-Montes konplexu aloktonoa, Galiziako komunitate erkidegoan azaltzen

da, La Coruña eta Pontevedra probintzien artean non Iberiar Penintsularen ipar-

mendebaldean kokatzen den. Konkretuki 42º50’ - 43º47’ paraleloen eta 7º51’ - 8º80’

meridianoen artean. (1a-1b. irudia)

Konplexu aloktono hau iparraldean Kantauri itsasoarekin mugatzen da aldiz he-

goaldean Tras-os-Monteseko eremu eskistotsuarekin. Bestalde, mendebaldean Atlantiar

ozeanoarekin mugatzen den bitartean ekialdean Iberiar Erdiko zonarekin egiten du, non

azken muga bi hauek kontaktu tektonikoengatik definituta dauden, beste unitate geolo-

giko batzuengatik bananduz. (1c. Irudia )

Ikuspegi morfologikoa kontuan izanda, esanguratsua da litologiak erliebea irudi-

katzen duela, horrela toki altuenak litologia basikoei dagozkie. Adibide paregabeak

a)

b)

c)


5

izango dira zonalde honen mendebaldean ikusi daitezkeen amildegiak, zeinen 600 me-

trotako altuerak izatera helduko diren, bertako litologia ultrabasikoa izanik. Beste adi-

bide bat ere izan daiteke La Capelada zonaldean nabarmentzen diren eklogitak, granuli-

tak eta peridotitak, sortzen dituzten 500 metrotako erliebe igoera jarraitua. Halaber, na-

hiz eta altuera oso garaia ez izan, nabarmentzeko zonaldea da itsasotik oso gertu daude-

lako, malda trokatsuak sortuz eta paisai ikaragarriak irudikatuz (Mendia, 2000).

Hortaz failekin erlazionatuta dauden haranak, mendikate jarraiki hauek mozten

dituzte NO-SE norabidea erakutsiz, aldiz N-S norabidea dituzten haranak ere ager dai-

tezke, non eklogita bandekin erlazionatzen diren.


6

Kokapen Geologikoa

Lan honetan azaldutako zonaldea, Iberiar Mazizoaren ipar mendebaldean koka-

tzen da, non azken hau sei azpiataletan banatzen den (2. irudia): Kantauriar Zona, Astu-

riar-Leon Zonaldea, Iberiar Erdiko Zona, Ossa-Morena Zonaldea, Zonalde Hegoportu-

gesa eta Galiziako Tras-os-Montes Zona.

Tras-os-Montes zonalde hau, eremu Iberiar Erdiko Zonaren gainean zamalkatuta

agertzen den xafla aloktono gisara azaleratzen da. Gainera Iberiar Mazizoaren jarraipen

ezarengatik eta azken honen konposizio aldaketarengatik, eboluzio tektonometamorfiko

desberdinak jasan ditu (Farias et al. 1987). Gauzak horrela izanda bertan ertz pasibo

baten arrastoak ikusi daitezke, non rifting baten edo apurketa kontinental baten ondori-

oak diren. Haatik, unitate ofiolitikoak ere agertzen dira, litosfera ozeanikoa ez ezik arku

bolkaniko baten egitura ere erakutsiz.

2. irudia: Iberiar Mazizoaren banaketa sei azpiataletan Farias et al (1987) azaldu zuen eredua kontuan izanik.


7

Bestalde Tras-os-Montes zonalde hau bi unitateengatik bananduta dago (Arenas

et al. 1988). Behealdeko zona eremu eskistotsua izango da. Eremu honetan litologia

nagusiena metasedimentuak dira eta esan daiteke aloktonia gradua baxua duela. Aldiz

eremu honen gainean zamalkatuta dagoen atala edo zona, aztertutako konplexu alokto-

noa izango da, non eremu honek aloktonia gradu altua erakusten duen.

Hortaz guri interesatzen zaigun Konplexu Aloktonoa, Iberiar Mazizoaren goial-

deko atal estrukturala osatzen du (3. irudia). Eremu hau, desplazamendu handiak jasan

dituzten unitate aloktonoz osatuta dago, non hasieran mantu pilaketa erraldoi baten ata-

lak ziren (Ries y Shackleton, 1971). Gaur egun konplexu hauek, pilaketa horien honda-

rrak izango dira.

Orobat unitate hauek, jatorri ozeanikoa duten ofiolita multzoak ez ezik jatorri

kontinentala duten aztarnak ere erakusten dituzte, non aztarna kontinental hauek, arku

irlen edo mikroplaken aztarnen baliokideak diren (Arenas et al., 1986; Martinez Catalan

et al., 1997, 1999); hau da, konplexu aloktonoak kolisio Variskoan deuseztatutako litos-

fera ozeanikoen eta kolisio horretan parte hartu zuten ertzen aztarnak bereganatzen ditu.

Hau horrela izanda, jostura lerro Varisko bat daukate. Esanak esan, Paleozoikoko lu-

rralde peri-Gondwanatikoak berreraikitzeko informazio paregabea izanik.


8

3. irudia: Konplexu aloktonoaren posizio estrukturala eta berrorek duen erlazioa, bai eremu eskistotsuarekin zein erlatiboki autoktonoa den unitatearekin (E-an)


9

Tras-os-Montes Konplexu Aloktonoak

Konplexu aloktonoak, bost zatitan banatzen dira. Horietako bi Bragança eta Mo-

rais konplexuak Portugalen kokatuko dira. Aldiz Galizian beste bi izango ditugu, Orde-

nes eta Cabo Ortegal konplexuak konkretuki. Halaber Malpica-Tuy unitatea, konplexu

honen barnean sartzen da ere bai, nahiz eta unitate aloktono indibiduala izan. Beraz ezin

dezakegu konplexu honen barnean zentsu zorrotz batean sailkatu, nahiz eta konplexu

aloktono gisara onartua izan.

• Ordenes Konplexua:

Ordenes Konplexu hau, Galiziako Tras-os-Montes konplexu aloktonoen artean

dagoen handiena izango da (135 x 75 km), eta honek bereganatzen ditu unitate alokto-

noen ia gehiengoa. Bertan dauden unitateak, garai desberdineko zamalkaduraz banan-

duta daude (4.irudia). Esate baterako, esanguratsua den Lalin-Forcarei zamalkadura

basala, non hegoaldetik Ordenes konplexua eremu eskistotsuarekin mugatzen duen. Era

berean zamalkadura hauek batzuetan granito aluminidunak mozten dituzte, mugimendu

zinetikoak nabarituz, non gainak NO-ranzko mugimendua adierazten digun.

Zamalkadura hauek dituzten higidurak, eta unitate basalak jasandako ordezkape-

nak konplexu autoktonoarekin, bat egiten dute (Dallmeyer et al., 1997). Era berean hi-

potesi honek aurrera pausu bat ekarri zuen, kolapso grabitazional baten ondoren kon-

plexu honen eboluzioa sinkonbergentea zela baieztatzeko. Orohar mekanismo deforma-

tzaile honen errepikapena denboran zehar, unitate ez-jarraiak sortzera bultzatuko du.


10

4. irudia: Ordenes Konplexuaren kartografia. Bertan ikusi daiteke nola unitateak

zamalkaduraz mugatuta dauden.


11

• Cabo Ortegal Konplexua:

Cabo Ortegal Konplexua, iparralderago agertzen den eremua izango da. Gainera

tamaina txikia (30 x20 km) izateaz gain, itxura semieliptikoa izango du. Besteak beste,

aurreko konplexuaren modura, Cabo Ortegal eremu eskistotsuarekin zamalkadura ba-

tengatik bananduta dago (5.irudia). Aldiz zamalkadura hau, Lalin-Forcarei zamalkadura

baino gazteagoa da eta konplexu berean dauden zamalkadura zaharragoak mozten ditu

(Martinez Catalan et al. 2002), non zamalkadura zaharrago hauek konplexu honetan

dauden unitateen banatzaileak izango diren (5.irudia).

Bestalde, kartografia kontuan izaten badugu, Capelada Unitatean oso esangura-

tsua den sinforme bat aurkituko dugu (6.irudia). Sinforme honetan agertzen diren tole-

sak deformazioaren lehenengo belaunaldiko hondarrak izango dira (Marcos et al 1984),

non toles hauek “vaina” itxurako toles gisara deskribatu diren.

Orohar, bertako materialak ikusiz, eklogitak nabarmendu ditzakegu, non hauek

granuliten artean agertzen diren. Halaber batzuetan gneisen artean ere agertzen dira

forma lentikularrak erakutsiz. Esanak esan, eklogita hauek bai anfiboldunak zein diste-

nadunak ere izan daitezke.

5.irudia: Cabo Ortegal-en zehar ebakia. Eskisto Eremua mugatzen duen zamalkadura (gazteena), beste zamalkadurak ( zaharragoak) mozten ditu, unitateak desberdinduz.


12

6.irudia: Cabo Ortegal-en mapa geologikoa. Hegoaldean zamalkadura

batengatik banatzen da eskisto eremuarekin. Capelada Unitatean sinforme bat agertu


13

• Malpica-Tuy Konplexua:

Galiziaren mendebaldean kokatzen den eremua da, non itxura luzatua eta estua

duen, hau da 150 km-ko luzera eta 10km-ko zabalera. Haatik, lehendabizi konplexu hau

“antzinako konplexu” modura ezagutu egin zen (Parga Pondal 1956). Aldiz urteak au-

rrera egin ahala beste ikerlari batzuek “graben blastomylonitic” izena erabili zuten ere-

mua izendatzeko (Tex y Floor, 1967). Azken izen hau, inguruan dauden metasedimentu

migmatitikoen antolaketa kontuan izanda jarri zuten.

Gauzak horrela izanda, konplexuaren ekialdeko muga zizaila zona bat dela esan

genezake, non zamalkadura basal gisara interpretatzen den (7.irudia). Gainera aurreko

konplexuetan gertatzen zen bezala, zamalkadura hau eremu eskistotsutik banatzeko ba-

lioko du (Gil Ibarguchi y Ortega Girones, 1985; Llana-Funez y Marcos, 2002). Hortaz,

zamalkadura honen gainean, hiru talde litologiko printzipal nabaritu daitezke, non hauek

berriro zamalkadurez bananduta dauden (7.irudia). Era berean multzo guzti hau toles-

tuta agertzen da, sinforme batengatik.

Konplexuaren mendebaldeko muga aldiz, urradura destro subbertikala izango da

(7.irudia), non Malpica-Lamengo deformazio zona izendatzen den (Llana-Fuñez, 2001).

Gainera zizaila honek, bertikalean salto esanguratsua dakar, non unitate honen 15 km-

ko hondorapena ekarri duen.

Bertan agertzen diren materialak, ortogneis granitikoak eta metasedimentuak

izango dira garrantzitsuenak, nahiz eta lokalki beste batzuk agertu. Esate baterako; me-

tagranodioritak, anfibolitak eta eklogitak.

Malpica-Tuy konplexuan agertzen diren protolitoen jatorria, Gondwana makro-

kontinentearen ertzekin asoziatuta dago, non sedimentu modura arroka basikoak dituen

lurrazal argal batekin konparatu daitekeen (Pin,1989). Esanak esan, protolito hauen so-

rrera, orain dela 470-500 Mu-ko magmatismo aldi batekin lotu genezake. Sorrera honen

ondorioz, protolitoak subdukzio prozesu bat jasan zuten, non azkenik zonalde Zentru-

Iberikoaren gainean obdukzituak geratzen diren (Gil Ibarguchi y Ortega Girones 1985).


14

7.irudia: Ekialdeko muga zizaila zona bat da, baina zamalkadura modura inter-pretatzen da. Beste zamalkadura batzuk ere egongo dira bertako unitateak muga-tuz. Mendebaldeko muga aldiz, urradura destro subbertikala da, hondorapen ga-

rrantzitsuak sortuz.

• Bragança eta Morais Konplexuak:

Bragança eta Morais konplexu aloktonoak, Portugalen kokatzen diren eremuak

dira. Konplexu hauek ziklo Variskarraren atalik garatuena osatzen dute, non unitate

aloktonoek, parautoktonoek eta autoktonoek osatzen duten mugak ezartzea oso erraza

den (3.irudia). Bertan hainbat ikuspuntu paleogreografiko eta tektoniko aurkitu deza-

kegu. Horietako garrantzitsuena Devoniar-Karbonifero garaian, Iberiar-Armoniar ar-

kuak jasotako deformazio diakroniko batengatik garatutako egituraz osatutako konple-

xuak izango direla azaltzen du.


15

Hau horrela izanda, bost konplexu aloktono hauek osatzen duten eremuak, hiru

multzotan edo hiru unitate nagusitan banandu daitezke. Multzo hauek oinetik gainera;

Unitate Basala, Unitate Ofiolitikoa eta Goi Unitatea izango dira (8.irudia).

8.irudia: Konplexu aloktonoen banaketa hiru unitateetan; Unitate Basala, Unitate

Ofiolitikoa eta Goi Unitatea.


16

Bai Unitate Basalak zein Goi Unitateak dituzten litologiak, lurrazal kontinenta-

lak ez ezik arku irlak ere erakusten dutenarekin konparatu daitezke. Unitate Ofiolitikoak

aldiz, erakusten duten litologia, lurrazal ozeanikoak azaltzen duenarekin konparatzen

da. Bestalde U.Basalak eta U.Ofiolitikoak, eboluzio tektonotermalaren ondorio diren

bitartean, Gohi.U-ak multzo polimetamorfikoak izango dira.

• Unitate Basala:

Metasedimentu, ortogneis granitiko eta metabasiten tartekatzeak osatutako unita-

tea da hau. Orohar bere lodiera maximoa, Malpica-Tuy konplexuan nabaritzen da, non

3000-4000 metrotaraino heltzen den (Llana-Fuñez 2001). Haatik metasedimentuak;

metagraubakak, eskisto (semi)pelitikoak granatekin eta albita-oligoklasa porfidoblas-

toak (9 A-B .irudia) bereganatzen dituzte. Gainera metasedimentu hauek duten defor-

mazioa oso aldakorra da, hau da, nahiz eta deformazio handia edo deformazio milioniti-

koak dutenak nagusi izan, deformazio baxukoak ere aurki daitezke, non bertan tarteka-

turik turbidita arrastoak aurkitzea oso ohikoa den (Fombella Blanco 1984).

9.irudia: A-B:Albita porfidoblastoa erakusten duen eskistoa. C-D ehundura

desberdineko eklogitak

AAAA BBBB

DDDD CCCC


17

Bestalde metabasitak batez ere anfibolitez osatuta daude, non anfibolita hauek

batzuetan granatea erakusten duten. Aldi berean albita porfidoblastoak eta ehundura

desberdineko eklogitak ere ohikoak dira (9 C-D irudia.). Orohar ortogneis granitikoak;

afinitate kalkoalkalinoa duten gneis milionitikoak eta gneis biotitikoak barneratzen di-

tuzte gehien bat, nahiz eta gneis alkalinoak eta gneis peralkalinoak ere gutxi batzutan

izan.

Haatik, bai Bragança zein Morais konplexu aloktonoetako unitate basaletan,

kuartzo filitak izango dira nabarmentzen diren materialak. Gainera kuartzo filita hauek

erakusten duten paragenesia ; kuartzo + albita + moskovita + biotita + clorita izango da.

Besteak beste kuartzo filita mailekin tartekaturik, Iberiar Mazizoaren hondakinak ere

aurkituko ditugu. Halaber hauekin batera, arroka azidoen intrusioak eta metadiabasak

azalduko dira ere bai.

Hau horrela izanda, bertako gneisetan egindako datazio isotopikoak (Rb-Sr,

arroka totala) kontuan hartuta, protolitoen kristalizazio adina 460-480 Mu artean egongo

zela ondorioztatu da. (Priem et al., 1966; Van Calsteren et al., 1979; Garcia Garzon et

al., 1981). Halaber U-Pb isotopoak erabiliz 480 Mu-ko adin zehatza kalkulatu da, ber-

tako metagranodioritetan agertzen diren zirkoiak erabiliz (Santos Zaldegui, 1995).

Besteak beste, hasieran gertaera magmatiko bat eman zen, non magmatismoak

portaera bimodala (azido-basiko) erakutsi zuen. Honen ondoren konposizio peralkalinoa

zuen beste pultsu magmatiko bat gertatu zen.

Modu honetan unitate honek, deformazio Variskarrean eman zen subdukzio bat

dela medio, presio altuko metamorfismoa jasan zuen. Metamorfismoaren intentsitatea

kontuan izanda, Unitate Basala bi talde nagusitan banandu daiteke. Lehenengo taldea,

unitatearen beheko aldea izango litzateke, non tenperatura baxu-ertainak neurtu ziren.

Aldiz bigarren taldea goiko aldeari dagokio, bertan tenperatura altuak nagusituz (Arenas

et al., 1995, 1997; Martinez Catalan et al., 1996). Oro har subdukzioa gertatu ostean,

deformazio prozesu garrantzitsuak pairatu zuen unitate honek. Hau da, desehorzketa

kolisioarekin batera ematen zen bitartean, indar estentsionalak ezpal orogenikoarekin

batera eman ziren (Martinez Catalan et al., 1996, 1999)


18

• Unitate Ofiolitikoa

Unitate Ofiolitikoa, bost azpitaldetan banatzen da. Lehenengo hiru taldeak, Or-

denes Konplexura mugatzen diren bitartean (Vila de Cruces, Caeron eta Bazar)

(4.irudia), beste biak Cabo Ortegal konplexuan kokatzen dira (Moeche eta Purrido)

(5.irudia). Halaber Cabo Ortegalen, markestuta dagoen beste azpiatal bat ere aurkitu

dezakegu. Azpiatal hau, Somozaseko melange tektonikoan azaltzen da (5.irudia). Me-

lange honetako ofiolitak oso bereziak dira, bai litologia aldetik zein bere posizio tekto-

nikoagatik, zeren eta ofiolita multzo edo talde honen kokapena Unitate Basalen azpitik

mugatuta baitago (Cabo Ortegalen Unitate Espasante modura irudikatzen dira). Hau

horrela izanda, ofioliten arteko korrelazioak egiterako orduan, nolabaiteko nahasketa bat

gertatzen da. Hau da, melangea, bai Vila de Cruces zein Moeche unitatearekin korrela-

zionatzeko joera izaten du, nahiz eta euren arteko desberdintasun estrukturala eta litolo-

gikoa nabaria izan (Arenas et al., 1986; Diaz Garcia et al., 1999).

Horrenbestez, Bazar, Careon eta Purrido azpiunitateak elkar korrelazionatu dai-

tezke, bai euren historia metamorfikoa bai ezaugarri litologikoak kontutan izaten badi-

tugu. Gainera hauek goialdeko ofiolita modura ezagutzen dira. Bestalde, Vila de Cruces

eta Moeche azpiunitateak aurrekoen azpitik kokatuta daude, eta hauek biak ere elkar

korrelazionagarriak izango dira aurreko arrazoi berdinengatik. Beraz hauei behealdeko

ofiolita lez izendatuko ditugu.

Haatik, Galiziako unitate ofiolitikoak Variscar orogeniaren jostura definitzen

dute. Jostura hau konplexua izateaz gain anizkoitza izan daiteke ere bai. Beraz unitate

hauen konposizio ezaugarriak, adina eta akrezio historia jakinez gero, dominiu peri-

Gondwanatikoen kolisio edestia berreraiki dezakegu.

Berebat, goi ofioliten barnean, Careon azpiunitatea da hobekien gordetzen duena

ofiolita sekuentzia. Beraz azpiunitate hau izango da garrantzitsuena eta ikasketa edo

ikerketa gehien pairatu duena. Era berean, unitate hau elkar gainjarrita dauden hiru xa-

flez osatuta dago: Orosa, Careon eta Vilouriz izenarekin ezagunak izanda (Diaz Garcia

et al., 1990) (10.irudia). Careon atala konplexuena da 500 metroko serpentinatutako

arroka ultrabasikoz eta 600 metroko metagabroz osatua izanik. Gainera gune hau lurra-


19

10.irudia: Careon azpiunitatean ematen diren ofioliten banaketa.

Bertan, bai hiru atalen litologia, bai urte isotopikoak, bai metamorfismo aldaketak, bai banaketa estrukturala

nabaritu daiteke.

zal-mantu arteko trantsizioa errepresentatzen du, non gabro pegmatitikoak, diabasak,

wherlitako sillak eta leukotonalitak agertzen diren.

Bestalde kuartzo-

gabro lagin bat bertan hartuta

eta hauetan agertzen diren

zirkoiak erabiliz, U-Pb

teknika istopikoaz baliatuta,

395Mu-ko adina jadetsi zen.

Adin hau, protolito

gabroikoen kristalizazio adin

gisara interpretatzen da, non

azken finean ofioliten

kronologia den.

Besteak beste, xafla

hauen pilaketa gertatu zenean,

xafla hauek mozten zituzten

zizaila zonak eman ziren

(10.irudia). Horrexegatik,

zizaila hauengatik, litologia

ultramafikoak eta litologia

gabroikoak nolabaiteko

tenperatura igoera jasan zuten

eta eskisto berdera zein

anfibolitetara jotzeko joera izan zuten.

Modu honetan, anfibolita hauentzako, P-T

650 ºC eta 11,5 kbar baldintzak kalkulatu

dira. Beraz baldintza hauek kontutan

hartzen baditugu, ofiolita hauen

teilakadura sakonera handietan eman zela

ondorioztatuko dugu. Halaber ultramafiko-gabroiko elkarren arteko kontaktuan, korin-

doi profidoblastoak aurkitu izan dira.


20

11.irudia: Ofiolitentzako proposatutako modelo ebolutiboa ( Diaz Garcia et al., 199). (A) Rehica dortsalean sortutako litosfera ozeanikoaren azpian gertatutako subdukzioak, ofioli-

ten pilaketa ekarri zuen. (B) Gondwanaren subdukzioa.

Era berea, ofiolita banaketa honetan pilatutako informazioa kontutan hartuta

(Diaz Garcia et al., 1999) autoreek, ofioliten modelo ebolutibo bat proposatu zuten

(11.irudia). Haatik Careon ofiolita hauetan, hobeto iraunarazi den Rheico-ko litosfera

ozeanikoa mantentzen da, non 395 Mu-ko adina izango duen. Bestalde litosfera ozea-

niko honek, Eo-Variskar orogenia batengatik akrezioa jasan zuen, nahiz eta oraindik

bere egitura termala orekatu gabea egon. Beraz, xafla beroko akrezioa ez ezik dortsala

ere, unitate honetan ikusi daitekeen gradiente metamorfikoen igoera ekarri zuten. Hau

guztia jakin ondoren eta arroka mafikoen ezaugarriak kontutan izanda (Pin et al., 2002)

autoreak iradoki zuen, bertako ofiolitak subdukzio eremu batean eman zirela (11.irudia).

Orduan ondorioztatu daiteke, Careon azpiunitatean gordetako litosfera ozeanikoa ez

zela ozeano zabalean sortu baizik eta itsas arro mugatu batean.

Goialdeko ofiolitak osatzen duten beste unitateei dagokienez, esan dezakegu

Purrido Unitateak adibidez, nagusiki bai granatedun zein granate gabeko anfibolitez


21

osatuta dagoela (12c.irudia), non 300-400 metrotako lodiera izango duen (Vogel, 1967;

Azcarraga, 2000). Unitate hau, Careon-go ofiolitetan agertzen den behealdeko xaflakin

(Escama de Orosa) konparatu dezakegu (10.irudia). Hau da, bere barne egitura unifor-

mea izateaz gain, bertan ez da inolako tolesik deskribatzen. Halaber azpi-xafla honetan

arrunta den foliatutako horblendatan egindako analisi isotopikoak ( Ar metodoa erabi-

liz), 391,3 Mu-ko adina irudikatzen dute (Peucat et al., 1990). Beste goi unitate bat az-

tertuz gero, Bazar Unitatea esate baterako, aipatzekoa da bertan ikusten diren anfibolita

metagraboikoak. Aldiz unitate honek aurrekoarekin konparatuta, duen potentzia askoz

handiagoa da, hau da, Bazar unitateak duen lodiera 5000 metrotakoa izango da. Gainera

bertako materialak eta deformazioak ikusita ondorioztatu genezake, unitate honek ten-

peratura altuko metamorfismoa jasan zuela, non tenperatura igoera honek ozeano litos-

ferikoaren akrezioarekin ondorio zuzena zuen.

Bestalde behealdeko ofiolitak aztertzen baditugu, aipatzekoa da Vila de Cruces

Unitatea (4.irudia). Unitate hau potentzia handiena ez ezik litologi desberdina duena ere

izango da (Martinez Catalan et al., 2002). Batez ere; deformatutako eskisto berdez, mi-

kaeskistoz eta granate-albita porfidoak dituzten eskistoz osatuta dago. Era berean, es-

kisto metasedimentarioak unitate osoan sakabanatzen dira, baina gehien bat unitatearen

goialdeko zonan multzokatzen dira. Mikaeskistoak ordea ez dute goialdeko zona okupa-

tzen baizik eta behealdeko zona, non albita porfidoblastoekin eta kloritoidekin agertzen

diren. Horrezkero unitate honek, presio altuko eta tenperatura ertaineko metamorfismoa

jasan zuen. Gertaera hau, sinkronikoki eman zen lehenengo deformazio indar batekin,

non toles etzanak sortu ziren. Honen ondorioz, bigarren deformazio indar bat eman zen,

non eskisto berdeetan aurkitzen diren foliazioak sortzeaz gain, aurreko toles etzanak

berriz tolestu ziren. Aitzitik, bi deformazio hauen ondoren unitateak nolabaiteko zamal-

kadura bat pairatu zuen, duplex erako egiturak sortaraziz (Martinez Catalan et al.,

2002).

Besteak beste, Cabo Ortegal konplexuaren barnean, behe-ofioliten beste unitate

bat azaleratzen da, konkretuki Moeche Unitatea. Moechek, 500 metrotako potentzia

izateaz gain, Vila de Cruces Unitateak duen litologia berdintsua ere izango du. Zehazki

Moeche Unitateak, Vila de Cuces Unitatearekin alderatuta ez du granatedun porfido-

blastoak dituzten eskistorik erakusten, hau da unitate honek jasan duen portaera termi-


22

12.irudia: A, Moeche Unitateko eskistoen azaleratzea. B, Moeche Unitateko eskistoen tolesdura (1 deformazio indarra). C, Purrido Unitateko anfiboliten azalaramendua. D, Ca-

reon Unitatean, konkretuki zizaila zonetan agertzen diren anfibolita lentikularrak.

koa apur bat motelagoa izan da. Era honetan (Arenas 1988) unitate hau, ultramilioniti-

koa den eskisto berdedun xafla gisara deskribatu zuen (12a-b.irudia).

Horretaz gain, aurretik aipatutako Somozas-eko melangea daukagu. Unitate ho-

nek 500 metrotako lodiera izatearekin batera, elongatuak diren bloke tektonikoak ager-

tzen dira ere bai. Bloke hauek, litologi ofiolitikoak erakusten dituzte, hau da, tenpera-

tura altuko metasedimentuak, ortogneis feltsikoak eta anfibolitak, tenperatua baxuko

serpentinizatutako matrize batetan agertzen dira. Gauzak horrela izanda, melangearen

egitura detaile askoz ikusiz gero, bi alderdi desberdin nabaritzen dira, hau da, oinan se-

dimentarioa den alderdi bat izango dugu, non filitak, konglomeratuak, hareharriak eta

erriolita batzuk agertzen diren. Aldiz gainaldera joanez gero, bigarren alderdiarekin topo

egingo dugu, non alderdi hau nagusiki metabasitez eta tenperatura altuko ortogneisez

osatuta dagoen.

Era berean, melangean agertzen diren ofioliten litologia behatuz, aipatzekoa da

bertan agertzen diren; pillow labak, bretxak, diabasak, gabroak eta oso serpentinizatuta

dauden arroka ultramafikoak (Arenas y Peinado, 1981; Arenas, 1988) (13.irudia).


23

13.irudia: Somozaseko melangean agertzen diren litologiak eta egiturak: A, pillow labak. B, diabasa dikeak. C, Serpentinita arrobia Somoza inguuruan. D, marmol bloke bat ser-

pentinitetan inkluituta.

Orohar, serpentinitak dira litologi ugarienak, halaber nahiz eta metro gutxi ba-

tzuetako serpentinita sekzioak kontserbatu, posiblea da lurrazal ozeaniko batek dituen

alde guztiak ikustea (14.irudia). Haatik, momenturaino ez dira analisi isotopikorik ber-

tan egin, beraz melange honen adina, datu ezezagun bat da. Are gehiago, bertako ortog-

neisen eta metabasiten adina ere ezezaguna izango da. Aldiz, metasedimentu bloke ba-

tzuetan, koral eta foraminifero aztarnak aurkitu egin dira, beraz (Van der Meern Mor

1975) autoreak, gutxi gora bera Erdi-Ordoviziarreko adina izan behar zuela iradoki

zuen. Berebat melange honen jatorria, bai litologia ofiolitikoen eta kontinente ertzeko

metasemientuen arteko nahasketa tektoniko batekin erlazionatu genezake. Hau da me-

langea, subdukzio orogenikoan emandako akrezioaren ondoren sortutakoa da. Interpre-

tazio hau, batez ere bertan ikusten diren paragenesietan oinarriturik egin da. Beraz, kon-

plexu aloktono hauetan dauden ofioliten portaera lokala ikusiz, seguruena izango da

melangue honen jatorria, zabaltzen ari zen arro txiki bati lotuta egotea.


24

14.irudia: Somozaseko melangean aurkitutako ofiolitetaik abiatuta, egindako lurrazal ozeanikoaren interpretazioa (Arenas, 1988).

Bestalde Moraisen, Ofiolitak ere aurkituko ditugu. Ofiolita hauek bi unitate des-

berdinetan azaleratzen dira. Lehendabiziko unitatea Izeda-Remondes unitatea izango da,

non ofioliten goialdeko eta behealdeko atalak agertzeaz gain, faila normalez banandu-

tako anfibolitak eta peridotitak ere azaleratzen dira. Bigarren unitatea aldiz, Morais-

Talhinhas unitatea izango da. Bertan aurreko unitatea ez bezala ofiolita sekuentzia osoa

aurkituko dugu. Izan ere nagusituko diren materialak, ultramafikoak eta eskisto berdeko

fazietakoak izango dira.

• Goi Unitatea:

Goi Unitatea, estrukturalki altuen agertzen den litologi taldea da. Aitzitik, men-

debaldera duen jarraipena Galiziako plataforman izateaz gain, Atlantikoaren beste al-

dean Kanadako Banku Erraldoietan ere aurkitzen da. Konkretuki unitate hau ofioliten

gainean kokatzen den materialen jarraipen bat da, non bertan gertakari tektonikoa ez

ezik gertakari metamorfiko Variskar zaharrenak ere erregistratzen diren. Era honetan


25

dinamikari dagokionez, Galiziak duen ezpal orogeniko zaharrena gordetzen du, non

ezpal honen azpian bai behe zein goi-ofiolitek, akrezioa jasan zuten.

Bestalde, bai historia tektonikoak zein termikoak izan dituzten ezaugarriak kon-

tuan hartuz, Goi Unitatea bi azpiataletan banatzen da; alde batetik presio altuko eta ten-

peraturako altuko goi unitateak eta beste batetik presio ertaineko goi unitateak ( Diaz

Garcia et al., 1999; Martinez Catalan et al., 1999:2002; Arenas et al., 2000). Bi azpi-

talde hauek beti tektonikoki bananduta egongo dira, non bertan estentsioaren ezaugarri

diren markak kontserbatzen diren. Aldiz, nahiz eta banaketa hau dela medio, bi azpi-

talde hauek multzo berekoak balira bezala interpretatu dira (Arenas et al., 1986; Marti-

nez Catalan et al., 1997). Beraz korrelazio hau, antzekotasun litologikoan oinarritzen

dela esan genezake.

o Presio altuko eta Tenperatura altuko Goi Unitateak:

Eremu honetan agertzen diren litologia desberdinek, egitura nahasiak osatzen

dute. Hortaz litologia ugarienak hauek dira; paragneis migmatitikoak, eklogitak, granu-

lita mafikoak, gabroak, metaperidotitak, metapiroxenitak, anfibolitak, eskisto berdeak,

serpentinitak eta ortogneisak (Vogel, 1967; Gil Ibarguchi et al., 1990; Mendia 2000;

Arenas y Martinez Catalan, 2002). Unitate hauek, subdukzio Variskarrean emandako

lehenengo deformazio (D1) batengatik bereizten dira. Halaber ondorengo deskonpresi-

oak (D2) milionitak sortuko ditu, non milonita hauek bai paragneis migmatitikoekin

zein litologia mafikoekin asoziatzen diren (Marcos et al., 1984).

Cabo Ortegal Konplexua analizatuz gero, ikusten da presio altua eta tenperatura

altua duen, potentzia handiko ( 4000-5000m) unitate multzoa dela. Orohar detailean

erreparatuz, zamalkaduraz banandutako unitate desberdinak antzematen dira, esate bate-

rako, Cedeira Unitatea eta Capelada Unitatea (5-6.irudia). Hau da, Cedeira Unitatea

ofioliten gainean zamalkadura baten bitartez gainjartzen da, bertan gneisak eta anfiboli-

tak nagusituz (Vogel, 1967; Azcarraga, 2000). Aldiz Capelada Unitatearen egitura oro-

korra, etzanda dagoen sinforme batengatik definituta dago (Marcos et al., 1984)

(6.irudia). Haatik sinforme honek betik-gora; litologia ultramafikoak, granulitak eta

eklogitak bereganatzen dituzten xaflez osatuta baitago (15.irudia).


26

15.irudia: A; Capelada Unitatean bereizten den sinformearen txar-

nela. Kolore grisa granulitak diren bitartean, landaretzaz estalita da-goena ultramafikoak dira. B,C,D; Sinformeak bereganatzen dituen granulitak. E; Cedeira Unitatean

nagusitzen diren gneisak.

Bestalde, Ordenes Konplexua aztertuz, konkretuki bertan agertzen den Sobrado

Unitatea (4.irudia), esan genezake hiru xaflez osatuta egonik leiho tektoniko bateko

nukleoan azaleratzen dela, non xafla horietako metamorfismoa txikitu egiten dela oina-

tik gainara (Martinez Catalan y Arenas, 1992; Arenas et al., 2000). Hau da, granulita

fazietako litologiak ez ezik eraldatutako gabroak ere agertzen dira (16.irudia). Esanak

esan, gabro hauek pairatzen duten P-T aldaketak direla medio, koronadun gabroetan

bihurtzen dira (Arenas y Martinez Catalan 2002). Berebat, korona hauek plagioklasaren

eta olibinoaren arteko erreakzioengatik sortu dira (16 C,D.irudia).

Izan ere unitate honetan, konkretuki Ordenes Konplexuan aurkitzen ditugun

ezaugarriak, Morais eta Bragança Konplexuetan aurkituko ditugun ezaugarrien balioki-

deak direla kontuan izan behar dugu.


27

16.irudia: A,B; Visuz, koronadun gabroak. C,D; Mikroskopioz, koronadun gabroak, non plagioklasa eta olibino arteko erreakzioaren ondorioz sortu diren.

o Presio ertaineko Goi Unitateak:

Zonalde honetan nagusitzen diren litologiak batez ere, metasedimentuak dira,

non hauek bai metagabroekin, bai ortogenisekin, bai gorputz igneoekin (dioritak, tonali-

tak…) azaltzen diren. Zonalde hauek Ordenes Konplexuaren erdialdean agertzen diren

bitartean (O Pino Unitatea…), Cabo Ortegal Konplexuan (Cariño Unitatea) ia ez dute

ordezkapenik (4.irudia).

Besteak beste eboluzio tektonotermalari erreparatuz, ikusten dugu Ordenes Kon-

plexuan fazie desberdinetako litologiak ditugula, zonalde honekin erlazionatuta daude-

nak alegia. Hau da, bai granulita fazieak, bai anfibolita fazieak zein eskisto berdeko

fazieak izango ditugu. Beraz hauen ezaugarrik ikertuz gero, ezpal orogeniko bat osatzen

dutela ondorioztatu dezakegu, non metamorfismo gradua goitik behera linealki handi-

tzen den. Gainera presio ertaineko fazieak jasandako deformazioa, P-T altuko fazietan

deskribatutako deformazio bera jasan zuten (Martinez Catalan et al., 2002). Era hone-

tan, eskualdeko egitura planarra (D2), zaharragoa den beste egitura eskistotsu bat (D1)

deusezten du (Abati, 2002; Castiñeiras, 2003).


28

17.irudia: O Pino Unitateko: A; Ortogenis granitikoaren azaleramendua. B; Kuartzo zainetan agertzen den andaluzita. C; Andaluzita mikroskopioz.

D; Eskistoaren bista mikroskopikoa.

Hau horrela izanda, Ordenes Konplexuan agertzen den O Pino Unititatea, zo-

nalde honetako ikur modura kontsideratzen da. Unitate hau bereziki esikistoz

(17D.irudia) eta paragneis pelitikoz osatuta dago nahiz eta ortogneis granitikoak

(17A.irudia), metagabroak eta anfibolitak agertzen diren ere bai. Haatik bertako meta-

morfismoa, oinatik gainara txikiagotu egiten da, hau da sillimanitako lehenego zonatik

almandinoko zonaraino igarotuz (17B,C.irudia). Berebat eboluzio paragenetikoak, his-

toria polimetamorfikoarekin soilik konpatibleak diren ezaugarriak erakusten ditu, ho-

rrela, P baxuko jazoera baten ostean P ertaineko gertaera bat joango da (Castiñeiras,

2003).

Bestalde lehen esan dudan bezalaxe, presio ertaineko Goi Unitateak, Cabo Orte-

galen soilik Cariño Unitatean irudikatzen dira, non eboluzioa aurreko adibidea baino

sinpleagoa den. Hau da, unitatea bai pelitikoak zein semipelitikoak diren eskistoz tarte-

katuta dago. Halaber presio ertaineko unitate hau, presio altuko zein tenperatura altuko

zonaldearekin lurruzte estentsional batengatik bananduta dago, non gertaera honen az-

tarnak maila lentikular batetan agertzen diren, ortogneisak eta ultramilonitak nagusi

izanik (Castiñeras, 2003).

AAAA

CCCC

BBBB

DDDD


29

Metamorfismo Variskarraren Ezaugarriak

Metamorfismo Variskarraren ezaugarriak; eklogita, granulita, gneis eta arroka

ultramafikoetan adierazita daude, bereziki Cabo Ortegal eta Ordenes Konplexuetan, non

hauek estrukturalki ofioliten gainean kokatzen diren (Abalos et al., 2000, 2002). Orohar

arroka hauek eskualdeko metamorfismo gertakari desberdin pairatu dute, gertakari zaha-

rrena 400-390 Mu-takoa eta P-T altukoa izanik (Santos Zaldegui et al., 1996, 2002;

Valverde y Fernandez, 1996; Ordoñez Casado et al., 2001). Era berean, ikerketa bereta-

tik ondorioztatzen da, potrolito igneoak batez ere Paleozoiko Goiztiarrean sortu zirela.

Gneisak aldiz aurrekanbriarreko hormegal baten higadurak bereganatzen dituzte.

• Eklogitak:

Arroka hauetan, birkristaltze estatikoaren lehenengo aztarnaren bat igartzea po-

sible da, nahiz eta datu falta jazoera honen ezagutza mugatu. Halaber hobeto kontserba-

tuta dauden arrokek erakusten duten ehundura printzipala granonematoblastikoa da, non

nagusitzen diren asoziazioak; onfazita + granate + kuartzo + rutilo + ziosita + distena +

anfibol + fengita diren (18B,C,D.irudia). Orohar paragenesi hau lehenengo deformazi-

oarekin (D1) sintektonikoki sortutakoa da, foliazioa eta lineazioa ondorio lez irudikatuz

(Abalos et al., 1994; Abalos, 1997). Esanak esan, gertakizun metamorfiko honen bal-

dintzak 770-800ºC > 17,9 kbar-ekoak izango ziren, Grt-Omp artean egin den termoba-

rometria teknika erabiliz, ondorioztatu den gisara (Elis y Green, 1979).

Bestalde P/T altuko bigarren gertakari batek, eklogitetan eskala desberdineko zi-

zaila zonak sortu zituen (D2). Hau da, zizaila zona hauetan zehar, deformazio ikaraga-

rria sortu zen, matrizearen pikor tamaina txikiagotuz eta granatearen tamaina handituz.

Are gehiago, gertaera metamorfiko honen baldintzak 650ºC > 14 kbar-ekoak zirela esan

daiteke. Gainera intzidente honek, eklogita xaflen pilatzea (18A.irudia) ekarri zuen, non

azken finean subdukzioaren ondoren izango zuten kokalekua markatzen digun. Haatik,

P/T altuko faseen ondoren eman zen eboluzio atzerakoiak, hau da, presio eta tenperatura

jeitsiera bortitz batek, D3 eta D4 deformazioak ahalbideratu zituen, non bertan bai anfi-

bolita zein eskisto berde fazieak nagusitzen diren (Mendia, 2000).


30

18.irudia: A; Eklogiten azaleramendua non pilatzea ikusten den. B,C,D; Eklogiten mikroskopio bista, ehundura granoblastikoa eta aipatutako asozia-

zioak nabarmenduz.

• Granulitak:

Granulitak unitate litologiko heterogeneoa osatzen dute, non arroka basikoak

nagusitzen diren (Gil Ibarguchi et al., 1990; Peucat et al., 1990; Galan y Marcos, 2000).

Orohar metamorfismo baldintza maximoak ordezkatzen dituen asoziazioa; granate +

plagioklasa + klinopiroxeno + rutilo + kuartzo + ziosita + distena + eskapolita izango da

(20C,D.irudia). Halaber mineral hauen kantitateak arrokaren izaerarekin batera aldatzen

dira. Hau da, arroka feltsikoetan plagioklasa nagusitzen den bitartean, mafikoetan ia ez

da emango.

Hau horrela izanda granulitak normalean, bai tektonikoki zein konposizionalki

bandeatuak agertuko dira (20A,B.irudia), non bandeaketa hau bai konposizio azidoen

zein basikoen arteko txandakapenarengatik emango da (Abalos et al., 2003; Puelles,

2003). Gainera bertan irudikatzen diren mikroegiturak, pikor handiko ehundura grano-

blastikoak ez ezik pikor txikiko tektonitak ere izan daitezke.

A

DC

B


31

20.irudia: A,B; Granulitek erakusten duten bandeaketa, bai tektonikoki zein konpo-sizionalki eratutakoak. C,D; Granuliten mikrokopio bistan nabaritzen diren asozia-

zio nagusienak

Besteak beste paragenesi granulitikoa, lehenengo deformazio fasearekiko (D1)

sintektonikoa izango da, non xaflaketa konposizionalaren eta aurretik aipatutako mine-

ralek erakusten duten foliazioaren ondorio izango den. Berebat granulitak, eklogitak

sortu zuten subdukzio prozesu berberarekin sortu ziren, 755-850ºC eta 14-16 kbar-eko

baldintzetan konkretuki (Gil Ibarguchi et al., 1990; Galan y Marcos, 2000; Puelles,

2003). Horretaz gain, arroka granulitikoak bigarren deformazio (D2) bat pairatu zuten,

zizaila eremuak sortuz ( Abalos et al., 2003). Horrela bertan neurtutako baldintzak,

hauek izango dira: 705ºC eta 14,5 kbar (Puelles, 2003).

• Arroka Ultramafikoak:

Peridotitetan (21.irudia) aberatsak diren gorputz piroxenitikoak, mantu litosfe-

riko baten aztarnak errepresentatzen dituzte, non fluidoen inflitrazioz anitz eraldatuta

egoteaz aparte, subdukzio zonalde baten gainetik gaudela adierazten diguten (Bridges et

al., 1995; Moreno et al., 2001; Santos Zaldegui et al., 2002).

A B

C D


32

21.irudia: Piroxenitek duten mikroskopio ikuspegia. Gainera bertan Grana-teak izango duen joera post-zinematikoa ikus daiteke.

Era berean datu petrologikoak eta estrukturalak adierazten digute, arroka ultra-

mafikoak nolabaiteko eboluzio tektonotermal konplexua jasan dutela, non eklogita zein

granulita unitateekin alderatuz oso antzekoak diren (Girardeau y Gil Ibarguci, 1991;

Abalos et al., 1996, 2000). Horretaz gain peridotitak tenperatura altuko baldintzetan,

zizailak sortutako deformazio fase bat erakusten dute, non protolito igneoen eraketa

prozesuarekin zuzenki erlazionatuta (500 Mu) egoteaz gain, arku magmatikoko es-

kualde batekin harremana duten. Ondoren (385-395 Mu) presioa igotzearekin batera,

deformazio eta birkristaltze gertaera bat eman zen, 800ºC eta 16,5 kbar-eko baldintze-

tan, non piroxenitetan granatearen garapen post-zinematikoa eman zen (21.irudia). Ha-

laber prozesu honen ondorioz arroka ultramafikoetan, deformazio egiturak bilakatu zi-

ren, foliazioa eta lineazioa esate baterako (Girardeau y Gil Ibarguchi, 1991; Abalos et

al., 2003).


33

22.irudia: Egitura prismatikoa duten zirkoi kristalak, mikroskopio elektronikoan begiratuta, non gneisen datazioak egiteko erabili diren.

• Gneisak:

Gneis Unitateak orokorki konposizio pelitikoak erakusten dituzte, nahiz eta lo-

kalki bai arroka mafikoen zein arroka kalkosilikatatuen tartekatzeak ematen diren (Gil

Ibarguchi et al., 1990). Era berean arroka semipelitikoetatik, gneisetara dagoen arteka

graduala kontuan hartuz, protolito gisara, jatorri bolkanikoko materialak tartekatuak

dituen sekuentzia sedimentario bat iradokitzen da. Berdinki, gneis hauetan antzematen

diren zirkoiak (22.irudia) ikertuz gero, 515 Mu-tako material detritikoak daudela ondo-

rioztatu dezakegu.

Hau horrela izanda, gneis unitateak fusio partzialaren aztarna ugari ez ezik de-

formazio sin-metamorfikoaren arrastoak ere erakusten dituzte. Izan ere, arroka mafi-

koen tartekatzeak, bai gutxi birkristaldutako metagabroak zein pikor fineko eklogitak

izan dezakete. Gauzak horrela, eklogiten tartekatzeak eta gneisen asoziazioak, 700ºC eta

14 kbar-eko baldintza metamorfikoak erakusten dituzte (Gil Ibarguchi et al., 1990).


34

23.irudia: Eboluzio tektonikoaren berreraikapen bat. Bertan eboluzio horretan konplexu alotktonoek izango zuten posizioa nabarmentzen da.

Historia Tektonikoa

Konplexu aloktonoak osatzen duten unitate guztiak desplazamendu ikaragarriak

pairatu dituzte, azkenik ezpal orogenikoan akrezioa jasanez. Gainera lurralde hauen

jatorria ez ezik Paleozoikoan zehar izan zuten eboluzioa ere kontuan izanda, eskualde

peri-Gondwanatikoak jasandako bilakaera ondorioztatu dezakegu (23.irudia).

Besteak beste aurretik aipatu dudan bezala, Goi Unitateak Laurentiaren gainean

akrezionatu ziren garai Eo-Variskar batetan (24C.irudia), non unitate honetako azpi

eremuak presio altuko metamorfismoa jasan zuten. Era berean, Laurentiaren gainean

suertatutako akrezio hau kolisioa eman ostean gertatu zen, arro ozeanikoa ixtea ondorio

gisa izanik. Halaber arro ozeaniko honekin erlazionatutako ofiolitak ez dira Iberian aza-

leratzen, hau da, goi unitateen gainetik agertzen direnez, bai Galiziako Plataforman zein

Kanadako Banku Erraldoietan aurkituko ditugu (23-24.irudia). Berebat, Goi Unitateko


35

arroka igneoen konposizioa eta ezaugarriak kontutan izanda, unitate hauek arku isla

batetan sortu zirela adierazten digute (Andonaegui et al., 2002; Santos Zaldegui et al.,

2002; Castiñeiras, 2003), non eboluzioa Kanbriar-Ordoviziar arteko mugan eman zen.

Are gehiago, arku isla honen aktibitatearekin, tenperatura altuko metamorfismoa lotu

dezakegu.

Horretaz gain arku isla honek eboluzioan zehar izandako posizioa zalantzagarria

da. Hau da, kontuan izan behar dugu arku honen atzealdean arro ozeaniko mugatu bat

egon zela, Ofioliten Unitatez adierazita. Ofiolita hauek erakusten duten konposizioa arro

mugatu batekin bateragarriak dira (Sanchez Martinez, 2003), horregatik arroka mafiko-

ekin tartekatuak, potentzia handiko arroka sedimentarioak agertzen dira. Orohar erlazio

hauek, ofiolitetan agertzen diren metabasiten jatorria, arroka bolkaniko bat zela iradoki-

tzen dute. Beraz arku isla, Gondwanaren iparraldeko ertzean eman zen arku bolkaniko

batetan sorrera izatea ondorioztatzen da (24A.irudia). Era berean, arku bolkaniko honen

ostean zabaldutako arro bakarti batek, honen jitoa ekarri eta arku isla sortu zuen

(24B.irudia). Bestalde, subdukzio ozeaniko bat zela medio, arro bakarti honen zarratzea

ekarri zuen Siluriar-Devoniar garaietan (24D.irudia). Haatik goi ofiolitak, subdukzio

honekin lotzen dira (Diaz Garcia et al., 1999). Hau guztia kontuan izanda, goi ofiolitak,

Goi Unitateen gainean akrezionatzen ziren bitartean, Unitate Ofiolitikoa, Goi Unitatea-

ren azpian akrezionatu ziren (24E.irudia) (Pin et al., 2002; Sanchez Martinez, 2003).

Gainerakoan, Unitate Basalak, Gondwanaren kanpoaldeko eremua ordezkatzen

dute (Arenas et al., 1986; Martinez Catalan et al.,1996), non deformazio Variskarrean

subdukzioa pairatu zuten (24F.irudia). Berebat kanpoaldeko eremu honek Erdi Ordovi-

ziarrean konkretuki, gertaera magmatiko bat sufritu zuen. Hain zuzen ere, magmatismo

hau Gondwanak jasandako estentsio prozesu batekin lotuta dago.


36

24.irudia: Paleozoikoan zehar Konplexu Aloktonoak izandako eboluzioa adieratzen da. Hau da, bai eskualde peri-Gondwanatikoen egoera dinamikoa, bai konbergent-

zia, bai Laurentia eta Gondwanaren arteko kolisio Variskarra adierazten da.


37

Bibliografia

Ábalos, B. (1997): Omphacite fabric variation in the Cabo Ortegal eclogite (NW Spain):

relationships with strain symmetry during high-pressure deformation. Jour. Struct.

Geol., 19: 621-637.

Ábalos, B., Mendía, M. y Gil Ibarguchi, J.I. (1994): Structure of the Cabo Ortegal ec-

logite-facies zone (NW Iberia). C. R. Acad. Sci. Paris, 319: 1231-1238.

Ábalos, B., Azcárraga, J., Gil Ibarguchi, J.I., Mendía, M. y Santos Zalduegui, J.F.

(1996): Flow stress, strain rate and effective viscosity evaluation in a high-

pressure metamorphic nappe (Cabo Ortegal, Spain). Jour. Metam. Geol., 14: 227-

248.

Ábalos, B., Azcárraga, J., Gil Ibarguchi, J.I., Mendía, M. y Puelles, P. (2000): Mapa

Geológico del Complejo de Cabo Ortegal (NO de España). Inst. Univ. de Xeo-

loxia Isidro Parga Pondal. Univ. Coruña, Serv. de Public., 60 p.

Ábalos, B., Carreras, J., Druguet, E., Escuder Viruete, J., Gómez Pugnaire, M.T., Lo-

renzo Álvarez, S., Quesada, C., Rodríguez-Fernández, L.R. y Gil Ibarguchi, J.I.

(2002): Variscan Tectonics. En: The Geology of Spain (W. Gibbons y T. Moreno,

Eds.), Geol. Soc. (London), 155-183.

Ábalos, B., Puelles, P. y Gil Ibarguchi, J.I. (2003): Structural assemblage of high-

pressure mantle and crustal rocks in a subduction channel (Cabo Ortegal, NW

Spain). Tectonics, 22: 1-21.

Abati, J. (2002): Petrología metamórfica y geocronología de la unidad culminante del

Complejo de Órdenes en la región de Carballo (Galicia, NW del Macizo Ibérico).

Nova Terra, 20: 1-269.

Arenas, R. (1988): Evolución petrológica y geoquímica de la unidad alóctona inferior

del complejo metamórfico básico-ultrabásico de Cabo Ortegal (Unidad de Moe-

che) y del Silúrico parautóctono, Cadena Hercínica Ibérica (NW de España). Cor-

pus Geol. Gallaecia, 4: 1-543.

Arenas, R. y Peinado, M. (1981): Presencia de pillow-lavas en las metavolcanitas sub-

marinas de las proximidades de Espasante, Cabo Ortegal, NW de España. Cuad.

Geol. Ibérica, 7: 105-119.


38

Arenas, R., Abati, J., Martínez Catalán, J.R., Díaz García, F. y Rubio Pascual, F.J.

(1997): P-T evolution of eclogites from the Agualada Unit (Órdenes Complex,

NW Iberian Massif, Spain): Implications for crustal subduction. Lithos, 40: 221-

242.

Arenas, R., Díaz García, F., Martínez Catalán, J.R., Abati, J., González Cuadra, P., An-

donaegui, P., González del Tánago, J., Rubio Pascual, F., Castiñeiras, P. y Gómez

Barreiro, J. (2000): Structure and evolution of the Ordenes Complex. Basement

Tectonics, 15. Pre-Conf. Field Trip, A Coruña, Spain. 160 p.

Arenas, R., Gil Ibarguchi, J.I., González Lodeiro, F., Klein, E., Martínez Catalán, J.R.,

Ortega Gironés, E., Pablo Maciá, J.G. de y Peinado, M. (1986): Tectonostrati-

graphic units in the complexes with mafic and related rocks of the NW of the Ibe-

rian Massif. Hercynica, 2: 87-110.

Arenas, R. y Martínez Catalán, J.R. (2002): Prograde development of corona textures in

metagabbros of the Sobrado unit (Órdenes Complex, northwestern Iberian Mas-

sif). En: Variscan-Appalachian dynamics: The building of the late Paleozoic

basement (J.R. Martínez Catalán, R.D. Hatcher Jr., R. Arenas y F. Díaz García,

Eds.), Geol. Soc. Amer., Sp. Paper, 364: 73-88.

Arenas, R., Rubio Pascual, F.J., Díaz García, F. y Martínez Catalán, J.R. (1995): High

pressure micro-inclusions and development of an inverted metamorphic gradient

in the Santiago Schists (Ordenes Complex, NW Iberian Massif, Spain): evidence

of subduction and syncollisional decompression. Jour. Metam. Geol., 13: 141-164.

Andonaegui, P., González del Tánago, J., Arenas, R., Abati, J., Martínez Catalán, J.R.,

Peinado, M. y Díaz García, F. (2002): Tectonic setting of the Monte Castelo Gab-

bro (Órdenes Complex, NW Iberian Massif): evidence for an arc-related terrane in

the hangingwall to the Variscan suture. En: Variscan-Appalachian dynamics: The

building of the late Paleozoic basement (J.R. Martínez Catalán, R.D. Hatcher Jr.,

R. Arenas y F. Díaz García, Eds.), Geol. Soc. Amer., Sp. Paper, 364: 37-56.

Azcárraga, J. (2000): Evolución tectónica y metamórfica de los mantos inferiores de

grado alto y alta presión del complejo de Cabo Ortegal. Nova Terra, 17: 1-346.


39

Bridges J.C., Prichard, H.M. y Meireles, C.A. (1995): Podiform chromitite-bearing ul-

trabasic rocks from the Bragança massif, Northern Portugal: fragments of island

arc mantle? Geol. Mag., 132: 39-49.

Castiñeiras, P. (2003): Origen y evolución tectonotermal de las unidades de O Pino y

Cariño (Complejos Alóctonos de Galicia). Tesis Doctoral, Univ. Complutense de

Madrid, 281 p.

Dallmeyer, R.D., Martínez Catalán, J.R., Arenas, R., Gil Ibarguchi, J.I., Gutiérrez-

Alonso, G., Farias, P., Aller, J. y Bastida, F. (1997): Dischronous Variscan tecto-

nothermal activity in the NW Iberian Massif: Evidence from 40Ar/39Ar Mendía,

M. (2000): Petrología de la unidad eclogítica del Complejo de Cabo Ortegal (NW

de España). Nova Terra, 16: 1-424.

Díaz García, F. (1990): La geología del sector occidental del Complejo de Órdenes

(Cordillera Hercínica, NW de España). Nova Terra, 3: 1-269.

Díaz García, F., Arenas, R., Martínez Catalán, J.R., González del Tánago, J. y Dunning,

G.R. (1999a): Tectonic evolution of the Careón Ophiolite (Northwest Spain): A

remnant of oceanic lithosphere in the Variscan Belt. Jour. Geol., 107: 587-605.

Ellis, D.J. y Green, D.H. (1979): An experimental study of the effect of Ca upon garnet-

clinopyroxene Fe-Mg exchange equilibria. Contrib. Miner. Petrol., 71: 13-22.

Farias, P. (1987): La estructura herciniana del sector oriental del Sinclinal de Verín. Los

cabalgamientos de Verín y Pradocabalos. Cuad. Lab. Xeol. Laxe, 11: 295-303.

Fombella Blanco, M. (1984): Age palynologique du Blastomilonitic Graben, Zone Oc-

cidentale de la Galice. Rev. Micropaléontologie, 27: 113-117.

Galán, G. y Marcos, A. (2000): The metamorphic evolution of the high pressure mafic

granulites of the Bacariza Formation (Cabo Ortegal Complex, Hercynian belt, NW

Spain). Lithos, 54: 139-171.

García Garzón, J., Pablo Maciá, J.G. de, y Llamas Borrajo, J.F. (1981): Edades absolu-

tas obtenidas mediante el método Rb-Sr de dos cuerpos de ortogneises en Galicia

Occidental. Bol. Geol. Min., 92: 443-455.

Gil Ibarguchi, J.I. y Ortega Gironés, E. (1985): Petrology, structure and geotectonic

implications of glaucophane-bearing eclogites and related rocks from the Malpica-

Tuy (MT) unit, Galicia, Nortwest Spain. Chem. Geol., 50: 145-162.


40

Gil Ibarguchi, J.I., Mendía, M., Girardeau, J. y Peucat, J.J. (1990): Petrology of ec-

logites and clynopiroxene-garnet metabasites from the Cabo Ortegal Complex

(northwestern Spain). Lithos, 25: 133-162.

Girardeau, J. y Gil Ibarguchi, J.I. (1991): Pyroxene-rich peridotites of the Cabo Ortegal

Complex (northwestern Spain): evidence for large-scale upper mantle heterogene-

ity. Jour. Petrol. (Special Lherzolites Issue), 135-154.

Llana-Fúnez, S. (2001): La estructura de la Unidad de Malpica-Tui (Cordillera Varisca

en Iberia). Serie Tesis Doctorales 1, IGME, Madrid. 295 p.

Llana-Fúnez, S. y Marcos, A. (2002): Structural record during exhumation and em-

placement of high-pressure-low-to intermediate-temperature rocks in the Malpica-

Tui unit (Variscan Belt of Iberia). En: Variscan-Appalachian dynamics: Martínez

Catalán, J.R., Arenas, R., Díaz García, F. y Abati, J. (1997): Variscan accretionary

complex of northwest Iberia: Terrane correlation and succession of tectonothermal

events. Geology, 25: 1103-1106.

Marcos, A., Marquínez, J., Pérez-Estaún, A., Pulgar, J.A. y Bastida, F. (1984): Nuevas

aportaciones al conocimiento de la evolución tectonometamórfica del Complejo de

Cabo Ortegal (NW de España). Cuad. Lab. Xeol. Laxe, 7: 125-137.

Martínez Catalán, J.R. y Arenas, R. (1992): Deformación extensional de las unidades

alóctonas superiores de la parte oriental del Complejo de Órdenes (Galicia). Geo-

gaceta, 11: 108-111.

Martínez Catalán, J.R., Arenas, R., Díaz García, F., Rubio Pascual, F.J., Abati, J. y

Marquínez, J. (1996): Variscan exhumation of a subducted Paleozoic continental

margin: The basal units of the Órdenes Complex, Galicia, NW Spain. Tectonics,

15: 106-121.

Martínez Catalán, J.R., Arenas, R., Díaz García, F. y Abati, J. (1999): Allochthonous

units in the Variscan belt of NW Iberia. Terranes and accretionary history. En:

Basement Tectonics (A.K. Sinha, Ed.), Kluwer Academic Publishers, 13: 65-84.

dating of regional fabrics. Tectonophysics, 277: 307-337.

Martínez Catalán, J.R., Díaz García, F., Arenas, R., Abati, J., Castiñeiras, P., González

Cuadra, P., Gómez Barreiro, J. y Rubio Pascual, F.J. (2002): Thrust and detach-

ment systems in the Órdenes Complex (northwestern Spain): Implications for the

Variscan-Appalachian geodynamics. En: Variscan-Appalachian dynamics: The


41



Mendía, M. (2000): Petrología de la unidad eclogítica del Complejo de Cabo Ortegal

(NW de España). Nova Terra, 16: 1-424.

Moreno, T., Gibbons, W., Prichard, H.M. y Lunar, R. (2001): Platiniferous chromitite

and the tectonic setting of ultramafic rocks in Cabo Ortegal (North West Spain).

Jour. Geol. Soc. (London), 158: 601-614.

Ordóñez Casado, B., Gebauer, D., Schäfer, H.J., Gil Ibarguchi, J.I. y Peucat, J.J. (2001):

A single devonian subduction event for the HP/HT metamorphism of the Cabo Or-

tegal complex within the Iberian Massif. Tectonophysics, 332: 359-385.

Parga Pondal, I. (1956): Nota explicativa del mapa geológico de la parte NO de la pro-

vincia de La Coruña. Leidse Geol. Meded., 21: 467-484.

Peucat, J.J., Bernard-Griffiths, J., Gil Ibarguchi, J.I., Dallmeyer, R.D., Menot, R.P.,

Cornichet, J. y Iglesias Ponce de León, M. (1990): Geochemical and geochro-

nological cross section of the deep Variscan crust: The Cabo Ortegal high-

pressure nappe (northwestern Spain). Tectonophysics, 177: 263-292.

Pin, C. y Vielzeulf, D. (1989): Granulites and related rocks in Variscan median Europe:

a dualistic interpretation. Tectonophysics, 93: 47-74.

Pin, C., Paquette, J.L., Santos Zalduegui, J.F. y Gil Ibarguchi, J.I. (2002): Early Devo-

nian suprasubduction-zone ophiolite related to incipient collisional processes in

the Western Variscan Belt: The Sierra de Careón unit, Órdenes Complex,

Priem, H.N.A., Boelrijk, N.A.I.M., Verschure, R.H., Hebeda, E.H. y Floor, P. (1966):

Isotopic evidence for Upper-Cambrian or Lower-Ordovician granite emplacement

in the Vigo Area, North-Western Spain. Geol. Mijnb., 45: 36-40.

Puelles, P. (2003): Deformación, metamorfismo y exhumación de las granulitas de alta

presión de La Bacariza (Complejo de Cabo Ortegal, NO España). Tesis Doctoral,

Univ. País Vasco, 372 p.

Ries, A.C. y Shackleton, R.M. (1971): Catazonal complexes of North-West Spain and

North Portugal, renmants of a Hercynian thrust plate. Nature Physical Sciences,

234: 65-68.


42

Sánchez Martínez, S. (2003): Geoquímica de las unidades ofiolíticas de Purrido y Moe-

che (Complejo de Cabo Ortegal, NW del Macizo Ibérico). Tesis de Licenciatura,

Univ. Complutense de Madrid, 206 p.

Santos Zalduegui, J.F. (1995): Geocronología y geoquímica isotópica de diferentes uni-

dades de los complejos alóctonos de Cabo Ortegal y Malpica-Tuy (NO de Espa-

ña). Nova Terra, 11: 1-178.Galicia. En: Variscan-Appalachian dynamics: The



Santos Zalduegui, J.F., Schärer, U., Gil Ibarguchi, J.I. y Girardeau, J.J. (1996): Origin

and evolution of the Paleozoic Cabo Ortegal ultramafic-mafic complex (NW

Spain): U-Pb, Rb-Sr and Pb-Pb isotope data. Chem. Geol., 129: 281-304.

Santos Zalduegui, J.F., Schärer, U., Gil Ibarguchi, J.I. y Girardeau, J. (2002): Genesis of

pyroxenite-rich peridotite at Cabo Ortegal (NW Spain): geochemical and Pb-Sr-

Nd isotope data. Jour. Petrol., 43: 17-43.

Tex, E. den y Floor, P. (1967): A blastomylonitic and polymetamorphic graben in

Western Galicia (NW Spain). En: Etages Tectoniques. La Baconnière, Neuchâtel,

169-178. The building of the late Paleozoic basement (J.R. Martínez Catalán, R.D.

Hatcher Jr., R. Arenas y F. Díaz García, Eds.), Geol. Soc. Amer., Sp. Paper, 364:

125-142.

Valverde Vaquero, P. y Fernández, F.J. (1996): Edad de enfriamiento U-Pb en rutilos

del Gneis de Chímparra (Cabo Ortegal, NO de España). Geogaceta, 20: 475-478.

Van Calsteren, P.W.C., Boelrijk, N.A.I.M., Hebeda, E.H., Priem, H.N.A., Den Tex, E.,

Verdurmen, E.A.T.H. y Verschure, R.H. (1979): Isotopic dating of older elements

(including the Cabo Ortegal mafic-ultramafic complex) in the hercynian orogen of

NW Spain: manifestations of a presumed Early Paleozoic Mantle plume. Chem.

Geol., 24: 35-56.

Van der Meer Mohr, C.G. (1975): The Palaeozoic strata near Moeche in Galicia, NW

Spain. Leidse Geol. Meded., 49: 32-37.

Vogel, D.E. (1967): Petrology of an eclogite –and pyrigarnite- bearing polymetamor-

phic rocks Complex at Cabo Ortegal, NW Spain. Leidse Geol. Meded., 40: 121-

213.

Galizia Tras-os-Montes Konplexu Aloktonoak

Documents

Transcript of Galizia Tras-os-Montes Konplexu Aloktonoak