evolución metamórfica ptdt y significado geodinámico de la unidad

Cadernos Lab. Xeolóxico de LaxeCoruña. 2001. Vol. 26, pp. 155-178

ISSN: 0213-4497

Evolución metamórfica P-T-d-t ysignificado geodinámico de la unidad

eclogítica del complejo de Cabo Ortegal(NO de España)

Metamorfic evolution P-T-d-t and geodinamicmeaning of the eclogitic unit of the Cabo

Ortegal complex (NW of Spain)

MENDIA, M.1; GIL IBARGUCHI, J. I.1 & ÁBALOS, B.2

R E S U M E N

Se presentan los resultados obtenidos a partir del estudio petrológico detallado de laseclogitas que componen la unidad eclogítica del Complejo de Cabo Ortegal establecién-dose un modelo para la evolución metamórfica de la misma. Desde el punto de vistapetrológico se han reconocido tres tipos de eclogitas: comunes, con distena y ferrotitaní-feras, definiéndose las características de afloramiento y estructurales de las mismas. Launidad eclogítica está compuesta por diversas láminas de eclogitas comunes limitadaspor importantes zonas de cizalla en las que afloran principalmente las eclogitas con dis-tena. Se han reconocido y cuantificado (condiciones P-T) los distintos estadios en la evo-lución metamórfica de estas rocas, los cuales se han relacionado con los datos estructu-rales y geocronológicos disponibles para obtener una idea global de la evolución P-T-deformación-tiempo que han seguido las eclogitas. Los datos obtenidos indican condi-ciones de 780-800 °C y c. 22 kbar para el máximo metamórfico asociado a la primera fasede deformación reconocida, D1, relacionada con un proceso de subducción.Posteriormente se produjo una segunda fase de deformación en condiciones todavíaeclogíticas, a 660 - 700 °C y 20 kbar, relacionada con el apilamiento de las unidades y pro-bablemente con el comienzo de la exhumación tectónica de estas rocas. La evoluciónretrógrada se caracteriza por un primer estadio de descompresión casi isotérmica con unposterior enfriamiento más importante. Durante este periodo tuvieron lugar las fases de

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deformación D3 y D4 en condiciones extensionales y relacionadas con el emplazamien-to final del complejo. El ascenso de las rocas de la unidad eclogítica habría sido funda-mentalmente tectónico lo que permitió una preservación considerable durante los pos-teriores eventos metamórfico-deformativos de menor grado. La evolución de la unidadeclogítica constituye un ejemplo de un fragmento de corteza oceánica subducida hastaprofundidades superiores a 70 km con formación de una cuña orogénica relacionada conla superposición tectónica de las diferentes unidades estructurales que componen elalóctono superior del complejo. Este proceso se considera que marcó el comienzo de laOrogénesis Hercínica en este sector hace unos 390-400 Ma.

(1) Departamento de Mineralogía y Petrología de la Universidad del País Vasco /EHU(2) Departamento de Geodinámica de la UPV/EHU, e-mail: [email protected]

INTRODUCCIÓN

Los avances realizados en el campo dela Petrología Metamórfica derivados de ladeterminación sistemática de las condicio-nes físicas del metamorfismo mediantegeotermómetros y geobarómetros experi-mentales y modelos termodinámicos, asícomo la aportación de datos geocronológi-cos cada vez más precisos han permitidorefinar substancialmente en los últimosaños las trayectorias presión-temperatura-tiempo (P-T-t) de las áreas metamórficas.La integración de los datos estructurales ygeomecánicos (evolución P-T-t-deforma-ción), aunque menos frecuente, ha permi-tido por otra parte un mejor conocimientode la evolución de los orógenos.

El estudio de las relaciones entre lastrayectorias P-T-t y los mecanismos deevolución en rocas metamórficas de altogrado representa una importante llavepara el conocimiento de la litosfera en pro-fundidad. Las condiciones que prevalecenen las zonas de subducción infieren a lasrocas texturas específicas y asociacionesminerales características. En algunoscasos, se ha podido establecer la formaciónde asociaciones eclogíticas de alta presión,a partir de rocas granulíticas formadas pre-viamente en condiciones de menor pre-sión, en relación con la circulación de flui-dos y la deformación a lo largo de zonas decizalla dúctil. Sin embargo, el estudio delos mecanismos de deformación en rocasmetamórficas de alta presión es bastanteescaso, con la excepción quizás del clinopi-roxeno onfacítico presente en dichas rocas.Por otra parte, la escasez de afloramientosimportantes de eclogitas deformadas, asícomo la ausencia generalizada de buenos

indicadores cinemáticos, debido a larecristalización estática o incompleta enlas rocas (máficas y ácidas) de alta presión,limita en gran manera el alcance de losestudios petrológicos y estructurales eneste tipo de rocas a pesar de su interésmanifiesto.

Las eclogitas que aparecen en las zonasinternas de las cadenas orogénicas jueganun papel fundamental en la elaboración demodelos geodinámicos de márgenes deplaca convergentes. Esto se debe al poten-cial que ofrecen las rocas metamórficas dealta presión para determinar las condicio-nes físicas de la cristalización metamórficay reconstruir la evolución termo-mecánicade los cinturones de alta presión (HP) yzonas de subducción. Uno de los rasgosmás significativos de las zonas internas delMacizo Ibérico (Galicia-Tr á s - o s - M o n t e s ,zona Centro-Ibérica) es la presencia decomplejos alóctonos con rocas metamórfi-cas de alta presión. El complejo de CaboOrtegal en el noroeste de España constitu-ye uno de los mejores ejemplos por lo quese refiere a las condiciones de afloramientode tales rocas. Así, dentro de las unidadesalóctonas superiores del complejo de CaboOrtegal, aparece un gran volumen de eclo-gitas junto con granulitas y gneises de altapresión y rocas ultramáficas. Todas estasrocas forman afloramientos kilométricosque, en el caso de las eclogitas, hacen deéstas el que probablemente sea el mayorafloramiento continuo de eclogitas conoci-do en todo el mundo.

Se ha realizado un estudio detallado decampo, estructural y mineralógico de laseclogitas del complejo de Cabo Ortegal afin de comprender las relaciones entre eldesarrollo de las características macro y

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microestructurales y la evolución de lascondiciones P-T. La información sobre larespuesta química y morfológica de losminerales eclogíticos al cambio en las con-diciones físicas debe permitir una mejorcomprensión de la estructura de la cortezaprofunda y del manto litosférico durantelos eventos de subducción / obducción.Los datos obtenidos servirán, así mismo,para obtener un conocimiento más precisode la evolución del Orógeno Hercínico conanterioridad a la etapa carbonífera intra-continental.

MARCO GEOLÓGICO

El Complejo de Cabo Ortegal es unode los cinco complejos alóctonos situadosen el noroeste del Macizo Ibérico caracte-rizados por la presencia de rocas con meta-morfismo de alta presión y/o la abundan-cia de rocas máficas y ultramáficas. Estáformado por un apilamiento de unidadesque pueden agruparse en dos grupos prin-cipales: (i) las unidades basales, constitui-das por rocas metamórficas de grado bajo amedio de origen oceánico junto con restosdel correspondiente margen continental, y(ii) las unidades superiores o alóctonosuperior formadas principalmente por tec-tonitas de grado alto y alta presión. Estealóctono superior presenta una estructuracompleja con imbricaciones tectónicas delas diferentes unidades, aunque a grandesrasgos está formado por un apilamiento degneises migmáticos de alta presión en labase sobre los que aparecen rocas máficas yultramáficas. En el sector oriental delcomplejo, una potente banda de eclogitasaparece entre los gneises y las granulitas

máficas, se trata de la unidad eclogíticaque será descrita a continuación (figura 1).

DATOS GEOQUÍMICOS Y GEOCRO-NOLÓGICOS

Los datos sobre composición químicade las eclogitas (incluyendo tierras raras eisótopos de Sr y Nd) indican que se trataprobablemente de un fragmento de litos-fera oceánica metamorfizada (BERNARD-GRIFFITHS et al., 1985; PEUCAT et al.,1990; GRAVESTOCK, 1992; MENDIA,1996, 2000). Los diferentes tipos de eclo-gitas podrían estar relacionados genética-mente desde el punto de vista geoquímico.Sus protolitos podrían representar distin-tos términos de una serie toleítica con gra-dos variables de diferenciación geoquími-ca. Así, podrían distinguirse desde térmi-nos poco evolucionados y empobrecidos enelementos incompatibles que corresponde-rían a las eclogitas con distena ricas en Mgy Al, hasta los términos más diferenciadosricos en Fe y Ti, pasando por las eclogitascomunes con composición de basaltos dedorsal medio oceánica empobrecidos enelementos incompatibles (N-MORB). Laedad de los protolitos de las eclogitas no seconoce con precisión habiéndose obtenidosedades de zircones entre 473 y 507 Ma(P E U C AT et al., 1990; O R D Ó Ñ E Z,1998). Por lo que respecta al metamorfis-mo de alta presión, ORDÓÑEZ (1998)obtuvo edades de 397 ± 28 Ma para laseclogitas masivas y de 382 ± 13 Ma paralas de las zonas de cizalla eclogíticas, queaunque presentan un error importante soncoherentes con edades en torno a 390-400Ma obtenidas para diferentes minerales de

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alta presión en otras unidades del comple-jo (SANTOS et al., 1996).

TIPOS LITOLÓGICOS Y ESTRUC-TURA

La unidad eclogítica de Cabo Ortegalconforma un macizo alargado de c. 20 kmde longitud y hasta 700 m de espesor queaflora en la mitad oriental del complejo. Seha realizado una cartografía detallada(escala 1:10.000) que ha permitido distin-guir tres tipos litológicos: eclogitas comu-nes (oscuras), eclogitas con distena (claras)y eclogitas ferrotitaníferas (muy oscuras),en orden de abundancia. El primer tipotiende a aflorar de forma masiva y los otrosdos en zonas de cizalla. No obstante, noson infrecuentes en toda la unidad las ban-das y/o lentejones de tamaño variable deunos tipos de eclogita en otros.

La unidad eclogítica está compuestapor tres grandes láminas de eclogitascomunes masivas, limitadas por zonas decizalla en las que afloran principalmenteeclogitas con distena. En estas zonas decizalla aparecen otras litologías menorescomo eclogitas Fe-Ti o gneises miloníti-cos.

Las eclogitas comunes afloran formandoláminas de potencia variable, de 100 a 300m, y su desarrollo lateral alcanza 5-10 km.Desde el punto de vista estructural songeneralmente masivas y muestran distin-tos grados de deformación y retrograda-ción. Las eclogitas con distena afloran princi-palmente en zonas de cizalla dúctil que aescala cartográfica rodean escamas o uni-dades mucho mayores de eclogita masivacon potencias también variables (en oca-siones de hasta 200 m), o bien la separan

de las unidades supra e infrayacentes (figu-ra 1). Desde el punto de vista estructural,estas eclogitas suelen estar por lo generaldeformadas y variablemente retrograda-das. El hecho de que las eclogitas con dis-tena se encuentren normalmente másdeformadas formando las zonas de cizalla,se debe a una diferencia de comportamien-to con respecto a la deformación, ya queestas rocas deben ser más dúctiles debidoal mayor contenido en minerales hidrata-dos. Las eclogitas ferrotitaníferas se hanencontrado de dos maneras diferentes: (i)formando láminas similares a las anterio-res, pero de potencia decimétrica, situadastambién en las zonas de contacto entre dosláminas de eclogitas comunes o entre eclo-gitas comunes y granulitas, (ii) menosabundantes, como niveles centimétricosdentro de las eclogitas comunes. Las quese encuentran en láminas en las zonas decontacto están algo más deformadas yretrogradadas.

Se han reconocido 4 fases de deforma-ción en estas rocas en base a un estudiopetro-estructural. D1 sería la fase respon-sable de la orientación de los mineralesformadores de la paragénesis eclogítica enlas eclogitas masivas, y estaría relacionadacon un proceso de subducción. D2 sereconoce principalmente a escala cartográ-fica y es la responsable del apilamiento deláminas y unidades durante un proceso deacreción activa que se produce todavía encondiciones eclogíticas. Las fases tercera ycuarta D3 y D4, son extensionales, des-arrollan paragénesis de anfibolitas yesquistos verdes respectivamente y se rela-cionan con la posterior extensión queactuó durante la exhumación de estasrocas.


Los tres tipos de eclogitas descritosmuestran una foliación muy constante entorno a N20E, salvo en la parte meridional(Sierra de Moles) donde la lámina de eclo-gitas comunes más importante se encuen-

tra plegada (figura 1). El buzamiento varíadesde 30° en dicho pliegue hasta subverti-cal, siendo el buzamiento medio de ca.50NW. La lineación mineral y de estira-miento contenida, definida fundamental-


Figura 1. A.- Mapa geológico simplificado del Complejo de Cabo Ortegal. B.- Cartografía de laUnidad Eclogítica. Modificado de MENDIA (1996, 2000).

mente por la orientación de los piroxenos,está orientada 15/010 (ÁBALOS et al.,1994).

La estructura que muestra la banda deeclogitas es la de un dúplex antiformal(ÁBALOS et al., 1994), según se ha obte-nido a partir de un corte en dirección per-pendicular a la foliación y que contiene lalineación. Las distintas láminas de eclogi-tas han sido apiladas y están limitadas porimportantes zonas de cizalla. Así mismo,el apilamiento de unidades se refiere tam-bién a las unidades superior e inferior, porlo que los contactos de la banda de eclogi-tas con las granulitas, estructuralmentesituadas encima, y los gneises, situadosdebajo, son tectónicos.

PETROGRAFÍA

Las eclogitas comunes y ferrotitaníferasson de grano fino a medio, poseen onfaci-ta, granate, cuarzo, rutilo ± zoisita ± anfí-bol ± fengita y textura granonematoblás-tica orientada. Las eclogitas ferrotitanífe-ras tienen más rutilo y los minerales sonmás férricos, además de no poseer zoisita,por todo lo cual estas rocas son más oscu-ras que las eclogitas comunes. Las eclogi-tas con distena son de color más claro,varían de grano fino a grueso, poseen onfa-cita, granate, anfíbol, distena, rutilo, cuar-zo ± zoisita ± fengita ± dolomita y textu-ras que varían de granonematoblásticaorientada a porfidonematoblástica orienta-da (fotografías I.A, I.B, I.C, I.D)

En las eclogitas comunes y ferrotitaní-feras, en general los clinopiroxenos mues-tran una disposición orientada que, juntocon la orientación preferente de zoisita (±distena), rutilo y los agregados de cuarzo,

define la foliación originada durante laprimera fase de deformación, D1, en con-diciones eclogíticas. El bandeado compo-sicional es el resultado de diferentes con-centraciones de los minerales mencionadosy de variaciones en el tamaño de grano.Existe otro bandeado resultado de las ciza-llas que afectaron a estas rocas y en las cua-les se produjo una retrogradación variabledurante las sucesivas fases de deformaciónposteriores.

Los granates contienen inclusiones derutilo, cuarzo, zoisita y, menos frecuente-mente, de anfíbol verde azulado y marrónclaro, piroxeno, distena, fengita, paragoni-ta, plagioclasa, feldespato potásico, ilme-nita y pirita. Los granates de las eclogitascon distena son los que poseen mayorabundancia de inclusiones, pudiendo pre-sentar un aspecto muy turbio. Los minera-les incluidos tienen un origen diverso:residuales del protolito, pre-eclogíticos,sin-eclogíticos, e incluso formados duran-te el estadio de anfibolitización. La zona deinclusiones delimita ocasionalmente unnúcleo limpio con bordes idiomorfos, aun-que también pueden aparecer sólo en elnúcleo, o bien repartidas por todo el gra-nate. En ocasiones se reconocen inclusio-nes con disposición sigmoide que indicanun crecimiento sintectónico del granate.

Las variedades masivas no son abun-dantes entre las eclogitas con distena oricas en Al-Mg, pudiéndose distinguirtoda una serie de variedades petrográficas,según la mineralogía predominante ysegún los diversos grados de milonitiza-ción y retrogradación registrados. Las eclo-gitas con distena de las zonas de cizallamayores tienen la característica común depresentar granates relativamente grandes


(centimétricos) mientras que los mineralesde la matriz, piroxeno, distena, zoisita ycuarzo, se han reducido ligeramente enrelación con las mismas eclogitas masivas,y muestran una foliación y lineación biendesarrolladas (fotografías II.A y II.B). Estaasociación demuestra que la deformaciónse produjo en condiciones eclogíticas y seha interpretado como el resultado de lasegunda fase de deformación, D2, recono-cida a escala cartográfica. Las eclogitascomunes y ferrotitaníferas no desarrollantipos equivalentes al descrito para las eclo-gitas con distena afectadas por la D2.

Las eclogitas con distena dan lugar fre-cuentemente a una roca que forma aflora-mientos hectométricos caracterizada por lapresencia de porfidoclastos de granate degran tamaño (fotografía II.C), general-mente unos 2 cm de diámetro, aunquepueden llegar hasta 6 cm, en los que eshabitual la presencia de inclusiones depiroxeno onfacítico apreciable incluso asimple vista. Éstos granates han crecidoantes de la milonitización de la matriz yalgunos se forman por unión de granatesmás pequeños sobre los cuales crece unborde común. Este hecho indica condicio-nes de alta difusión iónica que estaría favo-recida por la presencia de fluidos(GOLDBLUM & HILL, 1992). Los flui-dos podrían proceder de reacciones de des-hidratación a alta P/alta T en los gneisesasociados a las eclogitas, mas abundantesen relación con las eclogitas con distena, loque explicaría la mayor deformación yretrogradación de éstas. Los minerales dela matriz de estas rocas, distena, zoisita,anfíbol, clinopiroxeno simplectitizado(más plagioclasa secundaria) y cuarzo defi-nen una foliación milonítica bien desarro-

llada formada en condiciones post-eclogí-ticas. Las bandas de cizalla en las que apa-rece este tipo de rocas se han relacionadocon la tercera fase de deformación, D3. Eltipo petrográfico correspondiente a lasrocas afectadas por la D3 es bastante simi-lar en los otros dos grupos de eclogitas, lascomunes y ferrotitaníferas: se produce unaumento en el tamaño del granate (aunqueno tanto como en las eclogitas con distena)y se desarrolla una matriz milonítica com-puesta principalmente por piroxenosecundario (más plagioclasa), anfíbol y zoi-sita.

Existen eclogitas afectadas por bandasmiloníticas a ultramiloníticas, de tamañocentimétrico a milimétrico en las que seobservan porfidoclastos de granate, anfíboly zoisita férrica o epidota en una matriz degrano muy fino con aspecto de pseudota-quilita (fotografía II.D). Estas bandas decizalla se han relacionado con la cuarta fasede deformación, D4. Los porfidoclastos degranate se encuentran completamenteredondeados, reducidos de tamaño (≤ 1mm) y, frecuentemente, alterados a cloritaa lo largo de las fracturas. El cuarzo formacolas de presión asimétricas muy alargadas(hasta 1 cm) en torno a algunos granates.Los porfidoclastos de anfíbol y zoisita, demenor tamaño, presentan extinción ondu-lante y a menudo textura en mortero. Esprácticamente imposible distinguir mine-rales en la matriz debido a la reducciónextrema del tamaño de grano. Por lascaracterísticas de los porfidoclastos, sededuce que esta deformación muy intensaafectó a una eclogita fuertemente anfiboli-tizada y retrogradada previamente. Sonrocas prácticamente sin recristalización o,


en todo caso, en facies de los esquistos ver-des.

La retrogradación puede darse tambiénsin deformación asociada, especialmenteen las eclogitas comunes, en cuyo caso sedesarrollan simplectitas de clinopiroxeno-plagioclasa secundarios a partir de la onfa-cita primaria, así como anfíboles a partirde granate y piroxeno, los cuales crecencon una orientación cristalográfica próxi-ma a la de la onfacita. Las coronas de anfí-bol secundario alrededor de granate centi-métrico así como los agregados simplectí-ticos dan un aspecto característico a laseclogitas retrogradas.

MINERALOGÍA

Se han realizado unos 700 análisis deminerales de 50 muestras seleccionadas deeclogitas. Los análisis se han realizado conuna microsonda electrónica CamebaxMicro en la Universidad Clermont-Ferrand (Francia) con las siguientes condi-ciones físicas: 15 kV de tensión de acele-ración, 10 nA de intensidad del haz y 10 s.De tiempo de contaje. Los patrones utili-zados han sido óxidos y silicatos suminis-trados por el B.R.G.M. y los resultadosobtenidos fueron corregidos por el progra-ma ZAF de CAMECA. Las fórmulasestructurales y las cantidades de Fe3+ sehan calculado mediante balance de cargasasumiendo estequiometría de los minera-les. Para establecer el modelo de zonaciónque presentan los granates se ha utilizadola técnica del barrido y análisis puntualesrealizados sobre una transversal.

Granate. Según la clasificación deCOLEMAN et al. (1965), los granates delas eclogitas de Cabo Ortegal correspon-

den mayoritariamente a eclogitas del tipoB (eclogitas de terrenos metamórficos degrado medio-alto), en menor proporción aeclogitas del tipo C (eclogitas de zonasorogénicas alpinas asociadas con esquistosazules), y sólo algunos poseen composicio-nes de eclogitas tipo A (eclogitas mantéli-cas o relacionadas con kimberlitas o peri-dotitas). La variación composicional de losgranates refleja las diferencias en el qui-mismo de la roca total siendo los de laseclogitas ferrotitaníferas los más ricos enmolécula de almandino, con una composi-ción media de Alm48Grs29Prp23, los de laseclogitas con distena los más ricos en piro-po, Alm37Grs21Prp42, mientras que la com-posición media en las eclogitas comunes esAlm45Grs24Prp30. El contenido en espesar-tina es < 2 % generalmente. Los granatespueden estar zonados y presentar composi-ciones variables dentro de una mismamuestra. Entre los granates zonados sepueden distinguir las siguientes pautas:

1) Granates con zonado de crecimien -to progrado (HOLLISTER, 1966; TRACY,1982; FROST & TRACY, 1991, SPEAR,1993, entre otros), se conserva sobre todoen granates de las eclogitas con distena,donde Mn, Ca y la relación XFe disminuyende centro a borde mientras que el Mgaumenta (figura 2). Pueden presentar unzonado inverso en el borde (generalmenteen las últimas 100 mm) con aumento deMn, Ca y XFe y disminución de Mg, que seinterpreta como un zonado retrógrado debi-do al intercambio del granate con las fasesde la matriz durante el enfriamiento de laroca (MEDARIS et al., 1995, entre otros).

2) Granates con zonado de difusión(ROBINSON, 1991; CHAKRABORTY& G A N G U LY, 1991; S P E A R, 1993,


entre otros), esto es, con perfil totalmenteplano para todos los elementos, o paratodos excepto el Ca (que puede disminuirhacia el borde). Implicaría una difusiónintracristalina a T suficientemente elevadacomo para borrar la zonación preexistente.Los granates homogeneizados tambiénpresentan en ocasiones un zonado retró-grado, ya sea en la zona de borde o afec-tando a la mayor parte del cristal, con Mn,Fe y XFe aumentando hacia el borde, Mgdisminuye y Ca es variable.

3) Los granates con zonado irregularpresentan perfiles que no se puede asignara ninguno de los tipos descritos anterior-mente. Se pueden distinguir dos subtipos,que además están relacionados con elgrado de deformación de la roca: (i) en

eclogitas con un grado de retrogradaciónnulo o incipiente, el zonado presenta osci-laciones de algunos elementos como elMn, lo que podría reflejar la presencia devarios núcleos de granates; (ii) en eclogitasque muestran una deformación y retrogra-dación mayores (aunque se conserva elpiroxeno primario), el perfil tiene dos par-tes claramente diferenciadas con tenden-cias inversas: zona central con disminu-ción del contenido en Mg a partir del cen-tro y zona externa con aumento considera-ble de dicho elemento hacia el borde; Fe yXFe varían a la inversa, mientras que el Mnmuestra un perfil continuo de disminu-ción del contenido de centro a borde (figu-ra 3); una variante a este perfil correspon-de a granates con un núcleo homogéneo.


Figura 2. A) Granate con perfil progrado de eclogita con distena; B) Detalle del borde retrógrado(aprox. 50 mm) de un granate zon zonado progrado. Grs: molécula de grosularia; Prp: de piropo;Alm: almandino; Sps: espesartina; Fe*: relación Fe/Fe+Mg. Unidades en proporciones molares,salvo Fe*.

Zonados irregulares análogos en eclogitasse han interpretado como dos estadiosdiferentes del metamorfismo, o bien comoel producto de un cambio durante elmismo evento metamórfico (e.g.,GHENT, 1988; O'BRIEN, 1993).

Los granates con perfiles irregulares seencuentran generalmente en rocas miloni-tizadas de zonas de cizalla, las cuales ade-más, han sufrido una recristalización concrecimiento de los granates y disminucióndel tamaño de los minerales de la matriz(especialmente Omp y Ky), de donde sededuce que ambos procesos están relacio-nados. Así, estos granates con perfiles irre-gulares tendrían una zona de núcleo for-mado durante el primer evento metamór-

fico (sin-D1) y registrarían un segundoevento en el que se produjo un recreci-miento del granate en condiciones progra-das. Este crecimiento progrado se correla-ciona con los efectos de la D2 (zonas decizalla) y posteriormente se cuantificará(P-T) como tal. Los mencionados eventosmetamórficos podrían estar relacionadosprimero con la formación de la roca (eclo-gitización) y segundo, posterior apila-miento de láminas con formación de laszonas de cizalla.

Otras características observadas enestos granates son que el tamaño delmismo no siempre se correlaciona directa-mente con el tipo de zonado, existiendogranates centimétricos homogéneos y


Figura 3. Perfil de granate con zonado irregular. Grs: molécula de grosularia; Prp: de piropo; Alm:de almandino; Sps: de espesartina; Fe*: relación Fe/Fe+Mg. Unidades en proporciones molares,salvo Fe*.

otros milimétricos zonados, dependiendodel proceso que los ha formado, es decir,por unión de varios núcleos previos orecrecimiento. Los zonados retrógrados noson muy frecuentes, lo que junto a la con-servación de zonaciones progradas sugierevelocidades de exhumación relativamenterápidas.

Clinopiroxeno. Su composición refle-ja también, aunque en menor medida, lacomposición de la roca. La composiciónmedia de los clinopiroxenos primarios(componentes según ESSENE & FYFE(1967) de eclogitas comunes es deAeg0Aug69Jd31, (con un contenido máximoen Jadeita de 44 mol %), en las eclogitascon distena es de Aeg0Aug70Jd30 (Jdmax, 47mol % ) y en las ferrotitaníferas deA e g6A u g5 9J d3 5 ( J dm a x, 41 mol %).Localmente el piroxeno puede contenerimportante cantidades de Cr (hasta 4.08% de Cr2O3). En general el piroxeno estápoco zonado y las zonaciones observadasno siguen pautas sistemáticas.

Existe otro tipo textural de clinopiro-xeno sódico, cpx 2, observable sólo en eclo-gitas con distena de las zonas de cizalla. Enestas rocas la onfacita primaria aparece enagregados granoblásticos (cpx1) rodeadosde onfacita (cpx2) y distena orientadas y demenor tamaño (fotografía II.B). Los cpx2

no muestran cambios importantes encuanto a su composición con respecto a loscpx1.

También aparece piroxeno secundarioen simplectitas con plagioclasa y composi-ción variable desde onfacita menos sódicaque el clinopiroxeno primario hasta augitasódica.

A n f í b o l. Las eclogitas con distenaposeen loa anfíboles más magnesianos. Las

composiciones de los anfíboles varíandesde tschermakita a tremolita y de parga-sita ferrosa a hornblenda edenítica,habiendo unos pocos que se proyectan enel campo de las hastingsitas. No existe unaclara relación entre composición y textura.Los cambios en la composición de los anfí-boles se pueden describir en general entérminos de sustitución tipo pargasita ytschermakita (Al-, Ti- y Fe-) en las eclogi-tas con distena y ferrotitaníferas, y de ede-nita, tschermakita (Ti-, y menos, Al-) y enmenor medida otras sustituciones nocomunes con participación de otros catio-nes, en las eclogitas comunes.

Grupo de la epidota. La zoisita pri-maria ortorrómbica posee composición dezoisita a zoisita férrica dependiendo delcontenido en Fe de la roca y se encuentratanto en la matriz en forma de cristalesprismáticos como incluida en granate. Eneclogitas retrogradadas puede aparecer cli-nozoisita secundaria. La epidota sólo estápresente en algunas venas tardías en eclo-gitas muy retrogradadas en facies de losesquistos verdes.

Distena. Contiene cantidades de Al2O3

que varían entre 61.73 y 63.87 % y poseecontenidos bajos de Ti O2 (0-0.08 %),Fe2O3 (0.06-0.65 %) y Cr2O3 (0-0.42 %).Excepcionalmente aparece distena cromí-fera con contenidos en Cr2O3 de hasta10.87 %. No existen diferencias composi-cionales significativas entre las distenas dela matriz y las incoloras incluidas en otrosminerales.

Micas. La mica potásica estable pre-sente en los tres tipos de eclogita es fengi-ta. El valor del Si puede tomarse comouna función lineal de la sustitución tscher-makítica, y puede ser aplicado con fines


termobarométricos. En las eclogitas ricasen Fe-Ti la biotita es relativamente abun-dante, tanto incluida en otros mineralescomo en la matriz. Es por tanto, un mine-ral estable en la asociación eclogítica.

Entre los minerales considerados relic-tos debido a que únicamente se encuen-tran como inclusiones en granate y a vecesdistena se encuentran: paragonita, estau-rolita (ky-eclogitas) y albita texturalmen-te primaria (Ab97). El feldespato-K puederepresentar una fase de alta presión resul-tado de la fusión parcial, o bien tener unorigen secundario. La presencia de carbo-nato primario indica en primer lugar quela actividad del agua ha sido en muchoscasos < 1, y su composición dolomíticapodría indicar altas P (LAPPIN &SMITH, 1981; SMITH, 1988).

EVOLUCIÓN METAMÓRFICA

Estadio eclogítico I (EE-I)

En las rocas mejor preservadas la para-génesis eclogítica está representada por laasociación presente en la matriz: onfacita1

+ granate + cuarzo + rutilo ± zoisita ±distena ± anfíbol ± fengita, formadadurante la primera fase de deformación(D1). Se puede distinguir una etapa pre-via al máximo eclogítico representada porlos núcleos de granates progrados y losminerales incluidos ocasionalmente en laszonas centrales de éstos: anfíbol, mica y,más raramente, clinopiroxeno o, en laseclogitas con distena, estaurolita, los cua-les constituyen la asociación en equilibrioque registra la trayectoria prograda previaal máximo bárico. El estadio de recristali-

zación a mayor profundidad estaría repre-sentado por los minerales de la matriz (cli-nopiroxeno con Jdmax, fengita con Simax) y elgranate progrado de máximo contenido enMg (sin evidencias de retrogradación) encontacto y equilibrio textural con los mis-mos. No obstante, aunque tal asociaciónpermite calcular las condiciones P-Tmáximas, no es seguro que corresponda almáximo real del metamorfismo dado queel granate presenta a menudo indicios dehomogeneización (los granates con perfileshomogéneos representarían una asociaciónmuy próxima al máximo metamórficosiempre que no muestren bordes retrógra-dos).

Estadio eclogítico II (EE-II) o esta-dio post-pico metamórfico

Este estadio está mejor representado enlas eclogitas con distena deformadas de laszonas de cizalla, caracterizadas por el cre-cimiento de granates centimétricos yreducción del tamaño de grano de lamatriz (formación de cpx2). Se ha conside-rado como representativo de este estadio,EE-II, el borde progrado recrecido del gra-nate (máximo de Mg) en contacto con losminerales eclogíticos de menor tamaño dela matriz. Los datos texturales que apoyanesta interpretación (ver apartado de des-cripción) son la existencia de grandes cris-tales de onfacita en agregados granoblásti-cos (cpx1) rodeados por agregados de onfa-cita y distena orientados y de menor tama-ño (cpx2) (fotografía IIB). Este segundoestadio, todavía en condiciones eclogíticases sintectónico con la segunda fase dedeformación, D2, responsable del apila-miento de las diferentes láminas de eclogi-


tas (y otras unidades del Complejo) y elcomienzo del levantamiento del conjunto.

Estadio anfibolítico y subsecuentes,post-HP

Corresponde a las reacciones de deses-tabilización de las fases primarias con sim-plectitización de piroxeno y fengita y for-mación generalizada de anfíbol secunda-rio. La onfacita da lugar a clinopiroxenosecundario y plagioclasa sódica con des-arrollo de varios tipos de simplectitas. Asímismo, la fengita se desestabiliza para darlugar a biotita más plagioclasa. La distenase altera generalmente a un agregado demicas de muy pequeño tamaño entre lasque se han podido determinar fengita ymargarita, aunque otras veces se producensimplectitas formadas por corindón y pla-gioclasa. Esta retrogradación puede iracompañada de deformación. Si la tasa dedeformación es alta se produce una consi-derable reducción del tamaño de grano dela matriz dando lugar a rocas miloníticas aultramiloníticas. El proceso de retrogra-dación se continúa con la formación deasociaciones típicas de la facies de losesquistos verdes con clorita, albita, actino-lita y epidota a partir de los minerales pre-existentes.

Se considera que los primeros estadioso comienzo de la retrogradación de laseclogitas están representado por los bordesretrógrados del granate en contacto con elpiroxeno secundario (menos onfacítico odiopsídico), anfíbol secundario y plagio-clasa. Las asociaciones con plagioclasa per-miten estimaciones relativamente precisasde la P para este estadio, sin embargo,existe una gran incertidumbre debido a la

ausencia general de equilibrio texturalentre las fases descritas, las variacionescomposicionales (e.g., plagioclasa sódica ocálcica según se forme a partir de piroxenoo de granate; piroxeno más o menos pobreen Na dependiendo del estadio de sim-plectitización, etc.) o la imposibilidad decuantificar el momento en el que se pro-dujeron estos equilibrios locales.

CONDICIONES P-T

Las estimaciones termobarométricas sehan realizado utilizando las calibracionesexperimentales o formulaciones considera-das más fiables, de entre las que destaca-mos: Grt-Onf (ELLIS & GREEN, 1979;P O W E L L, 1985; K R O G H, 1988;B E R M A N et al., 1995), Grt-Phe(GREEN & HELLMAN, 1982), Grt-Am(P O W E L L, 1985; P E R C H U K, 1991),Grt-Bt (LAVRENT'EVA & PERCHUK,1981), etc. así como el contenido de jadei-ta en el clinopiroxeno para calcular la pre-sión mínima según el método deHOLLAND (1980, 1990). Las T obteni-das para el par Grt-Cpx presentan unagran dependencia del contenido en Fe2 delclinopiroxeno, reflejo a su vez del conteni-do en Fe de la roca. La formulación dePOWELL (1985) es la que ha proporcio-nado los resultados más coherentes paraeclogitas comunes y ferrotitaníferas, y lade ELLIS & GREEN (1979) para las eclo-gitas con distena. Los resultados se pre-sentan como valores promedio de los obte-nidos para cada tipo de rocas en cada esta-dio.

Así mismo, se ha utilizado el métododel multiequilibrio basado en la asociaciónGrt-Omp-Phe ± Am para lo cual se ha


utilizado la versión PTAX del programaGE0-CALC de BROWN et al. (1988), conla base de datos modificada porMASSONNE (1992). Esta modificaciónconsiste en una ampliación de la base dedatos previamente existente, añadiendonuevas fases (e.g., celadonita, cloritoide,etc.) y datos termodinámicos para fases yaexistentes (e.g., piropo y moscovita) a par-tir de nuevos datos experimentales delautor y modelos de a-X para las fases Grt,Ms, Cpx y Am. Este último método per-mite calcular la presión independiente-mente del contenido en Jd de la onfacita,lo que, en principio, daría presiones másacordes con la realidad, superiores a lasmínimas. Este método permite tambiéncalcular la actividad del agua en presenciade anfíbol y cuarzo en equilibrio con laasociación eclogítica. Los resultados obte-nidos son bastante coherentes para las con-diciones eclogíticas (estadios EE-I y EE-II)obteniéndose datos en un rango bastantelimitado del espacio P-T.

Condiciones del estadio eclogítico I

Las condiciones del m e t a m o r f i s m oprogrado previo al máximo eclogíticocorresponden ya a la facies de las eclogitasde acuerdo con los dos métodos utilizados:c. 700 °C y 15 kbar. La trayectoria pro-grada de estas rocas indicaría un simpleaumento de P-T hacia el máximo registra-do, para el que se han obtenido lassiguientes condiciones: c. 780 °C y 22kbar por el método de multiequilibrio, yc. 770 - 800 °C, y > 17,9 kbar, por elmétodo convencional. Los resultadosobtenidos utilizando granates homogenei-zados indican temperaturas ligeramente

más elevadas y presiones más bajas (c. 20°C y 2 kbar, método del multiequilibrio),lo que implicaría un máximo térmico a Palgo inferior al máximo bárico como resul-tado de la recuperación térmica al iniciodel levantamiento.

Condiciones del estadio eclogítico II

Las condiciones obtenidas para lasrocas en las zonas de cizalla de las eclogi-tas con distena: 650 °C, > 14 kbar (méto-do convencional), y c. 660 °C, 20,3 kbar(multiequilibrio), corroboran que elsegundo evento de recristalización impor-tante se produjo, así mismo, en facies delas eclogitas. Los resultados obtenidospara granates homogeneizados (granatescentimétricos homogéneos y matriz degrano más fino) proporcionan valores de Talgo más altos, c. 700 °C, y P unos 2,5kbar más bajas.

Condiciones de la retrogradación

La evolución retrógrada se caracterizaen primer lugar por un rápido levanta-miento con una descompresión importan-te bajo condiciones de T aproximadamen-te isotérmicas: c. 700 °C y 14 kbar para lasasociaciones del tipo Grtb o r d e- C p x2-Pl yGrtborde-Am-Pl, en rocas con restos eclogíti-cos. Siguió un proceso de descompresiónmenos acusada acompañada de enfria-miento, hasta llegar a condiciones de c.600 °C y 12 kbar, en rocas sin restos eclo-gíticos. Posteriormente tuvo lugar la ter-cera fase de deformación, D3, que se des-arrolló en condiciones anfibolíticas y parala que los anfíboles secundarios y la pla-gioclasa formados durante esta etapa dan


condiciones de c. 550 °C y 8-10 kbar. Laevolución posterior, relacionada con el des-arrollo de zonas de cizalla centimétricas(D4) tuvo lugar en condiciones de la faciesde los esquistos verdes y durante la mismala unidad alcanzaría los niveles corticalesmas superficiales.

EVOLUCIÓN P-T-DEFORMACIÓN,INTERPRETACIÓN GEODINÁMI-CA Y CONCLUSIONES

Los resultados obtenidos permitenreconstruir buena parte de la evoluciónseguida por las eclogitas de Cabo Ortegal(figura 4). La evolución prograda alcanzócondiciones de la facies eclogítica (c. 700°C, 15 kbar) antes del máximo báricoaumentando tanto la T como la P hastallegar a unos 780 °C y 22 kbar. Duranteesta etapa tuvo lugar la deformación, D1,que dio lugar a la orientación preferentede la onfacita y el desarrollo de las folia-ciones y lineaciones principales (ENGELS,1972; ÁBALOS, 1997). La recuperaciónde las isotermas subsecuente al máximoenterramiento provocó un ligero aumentode temperatura alcanzándose el máximotérmico a una presión ligeramente inferior(c. 800 °C, 20 kbar), lo que indica una tra-yectoria en sentido horario análoga a lareconocida en numerosos terrenos meta-mórficos de alta presión (ENGLAND &RICHARDSON, 1977; THOMPSON &E N G L A N D , 1984; THOMPSON &R I D L E Y, 1987). Dicha temperaturacorrespondería, así mismo, a la de homo-geneización de los granates en las eclogitasestudiadas.

Sin embargo, esta relajación térmica nodebió extenderse mucho tiempo ni ser el

único mecanismo de exhumación de estasrocas como se deduce de los datos estruc-turales y los valores de P-T para los suce-sivos estadios de recristalización. Tras elinicio del levantamiento de los materialeseclogíticos tuvo lugar una fase de recrista-lización sin-cinemática (sin-D2) en condi-ciones aún eclogíticas pero de menor P y T(660 °C, 20 kbar). El proceso ha quedadoregistrado principalmente en las rocassituadas en zonas de cizalla mayores de launidad eclogítica que limitan distintasláminas de eclogitas comunes o aparecenentre dichas eclogitas y las unidades suprae infrayacentes. La deformación y recrista-lización asociada se han relacionado con elapilamiento de las unidades que formaríanparte del prisma de acreción (ÁBALOS etal., 1996) y sería el responsable del levan-tamiento tectónico del conjunto hacianiveles de la corteza media.

La evolución retrógrada incluye unafase posterior de recristalización con escasadeformación asociada (simplectitas degrano fino no orientadas) que indica quetuvo lugar una rápida descompresión encondiciones prácticamente isotermas o conun débil descenso de la temperatura (hasta14 - 15 kbar, y 700 °C). Dos nuevos epi-sodios de deformación, D3 y D4, dieronlugar a abundantes estructuras extensiona-les desarrolladas en facies de las anfibolitasy esquistos verdes, respectivamente, lo quesugiere una evolución con un descensocontinuo de P y T hasta el emplazamientode la unidad en su posición actual .

Teniendo en cuenta los datos de edaddisponibles para los distintos episodiosdescritos es posible precisar la trayectoriaP-T-deformación con una dimensión tem-poral. Los protolitos de las eclogitas, rocas



Figura 4. Trayectoria P-T-d-t para las eclogitas del complejo de Cabo Ortegal. A: condiciones delpico metamórfico estimadas en rocas que han registrado D1 (multiequilibrio). B: condiciones delmáximo metamórfico calculado para D2 en zonas de cizalla. Límites de las facies metamórficassegún Spear (1993). Silicatos de aluminio según HOLDAWAY (1979).

básicas de afinidad MORB con diversosgrados de evolución magmática(MENDIA, 1996, 2000) se habrían for-mado hace unos 480-510 Ma, al igual quelos de otras rocas básicas del Complejoafectadas por el metamorfismo de alta pre-sión. Podría tratarse de un segmento decorteza oceánica desarrollado durante elPaleozoico Inferior correspondiente en tér-minos generales al océano situado entreGondwana y Laurentia. La formación delas eclogitas durante la primera fase dedeformación (D1) se habría producido a c.70-75 km de profundidad, lo que unido ala afinidad oceánica de los protolitos deestas rocas sugiere un contexto de subduc-ción. Este evento tectono-térmico de altapresión y alta temperatura ocurrió hace c.390-400 Ma (P E U C AT et al., 1990;SANTOS ZALDUEGUI et al., 1996;VA LVERDE & FERNÁNDEZ, 1996;ORDÓÑEZ, 1998) y puede considerarseel inicio del ciclo orogénico Hercínico enestos materiales. El gradiente geotérmicoresultante para la formación de las eclogi-tas sería inferior a 12 °C/km.

El apilamiento subsecuente de las dis-tintas láminas de eclogitas y de las distin-tas unidades del complejo durante D2atestiguan que nos hallamos ante un frag-mento de cuña orogénica relacionada conel margen activo de Gondwana. La edaddel episodio de apilamiento no ha sidoestablecida con precisión aunque algunosdatos de recristalización en zircones deeclogitas apuntan a una edad próxima a385 Ma (ORDÓÑEZ, 1998). La anfiboli-

tización generalizada de las rocas conmetamorfismo de alta presión delComplejo se produjo entre 375 y 385 Ma(Van CALSTEREN et al., 1979; PEUCATet al., 1990; VALVERDE VAQUERO &FERNÁNDEZ, 1996). La evolución pos-terior hasta condiciones de facies de losesquistos verdes se relaciona con el des-arrollo de estructuras extensionales decarácter local (D4) y culminaría hace unos350-360 Ma (P E U C AT et al., 1990;DALLMEYER et al., 1997). Estos últimosepisodios tectonometamórficos estaríanrelacionados con las etapas finales de exhu-mación y emplazamiento del Complejo ensu posición estructural actual. El levanta-miento tectónico de las eclogitas, juntocon la localización en zonas discretas de lasúltimas fases de deformación producidas aT netamente más bajas (≤ 400 °C) y tasasde deformación bastante más rápidas (c. 7mm/ año) permitió la conservación deestas rocas y las preservó de una deforma-ción interna tardía más penetrativa(ÁBALOS et al . 1996). La exhumación serelacionaría, al igual que en el caso deotros complejos de Galicia (e. g., Órde-nes), con un proceso de extensión sin-coli-sional. Los datos estructurales, petrológi-cos y geocronológicos sugieren una evolu-ción común para las distintas unidadesque componen el 'alóctono superior' o'Unidad Catazonal Superior' delComplejo, esto es, para el conjunto de gra-nulitas, eclogitas, metaperidotitas y gnei-ses con metamorfismo de alta presión.



LÁMINA IA.- Eclogita común (oscura) con textura granoblástica orientada. Ancho de fotografía: 4 mmB.- Fengita primaria en equilibrio con granate y onfacita en eclogita con distena. Ancho de fotogra -fía: 0,8 mmC.- Eclogita con distena (clara) con textura granonematoblástica. Ancho de fotografía: 4 mmD.- Eclogita rica en Fe y Ti (muy oscura) con textura granoblástica orientada. Ancho de fotografía: 4mmAbreviaturas utilizadas: Omp: onfacita; Grt: granate; Zo; zoisita; Rt: rutilo; Qtz: cuarzo; Phe: fen-gita; Ky: distena.


LÁMINA IIA.- Eclogita con distena de una zona de cizalla eclogítica (D2), mostrando granates relativamentegrandes (el de la foto mide 1,3 cm) y matriz de tamaño reducido, mostrando una foliación y linea-ción bien desarrolladas. Ancho de fotografía: 6 mmB.- Detalle de clinopiroxenos primarios (Omp I) rodeados por un agregado de distena y clinopiro-xeno (Omp II) recristalizados de menor tamaño. Ancho de fotografía: 2,3 mmC.- Eclogita con distena retrogradada y deformada en zonas de cizalla (condiciones anfibolíticas,D3), con textura milonítica donde destacan los de porfidoclastos de granate de gran tamaño, loscuales le dan el aspecto característico a estas retroeclogitas. La matriz se compone de distena, zoi-sita, anfíbol, clinopiroxeno totalmente simplectitizado (más plagioclasa secundaria) y cuarzo, loscuales definen la foliación milonítica bien desarrollada que presentan estas rocas. Ancho de fotogra -fía: 6 mmD.- Retroeclogita ultramilonítica en bandas de cizalla centimétricas relacionadas con D4. Destacanlos porfidoclastos de granate, y de menor tamaño, de anfíbol y zoisita, en una matriz de gano muyfino. Ancho de fotografía: 4 mmAbreviaturas utilizadas: Omp: onfacita; Grt: granate; Zo; zoisita; Rt: rutilo; Qtz: cuarzo; Phe: fen-gita; Ky: distena

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evolución metamórfica ptdt y significado geodinámico de la unidad

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