Galizia Tras-os-Montes Konplexu Aloktonoak
-
Upload
joseba-olano -
Category
Documents
-
view
263 -
download
21
description
Transcript of 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
Joseba Olano Madariaga Tektonika Konparatua
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.
Joseba Olano Madariaga Tektonika Konparatua
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)
Joseba Olano Madariaga Tektonika Konparatua
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.
Joseba Olano Madariaga Tektonika Konparatua
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.
Joseba Olano Madariaga Tektonika Konparatua
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.
Joseba Olano Madariaga Tektonika Konparatua
8
3. irudia: Konplexu aloktonoaren posizio estrukturala eta berrorek duen erlazioa, bai eremu eskistotsuarekin zein erlatiboki autoktonoa den unitatearekin (E-an)
Joseba Olano Madariaga Tektonika Konparatua
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.
Joseba Olano Madariaga Tektonika Konparatua
10
4. irudia: Ordenes Konplexuaren kartografia. Bertan ikusi daiteke nola unitateak
zamalkaduraz mugatuta dauden.
Joseba Olano Madariaga Tektonika Konparatua
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.
Joseba Olano Madariaga Tektonika Konparatua
12
6.irudia: Cabo Ortegal-en mapa geologikoa. Hegoaldean zamalkadura
batengatik banatzen da eskisto eremuarekin. Capelada Unitatean sinforme bat agertu
Joseba Olano Madariaga Tektonika Konparatua
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).
Joseba Olano Madariaga Tektonika Konparatua
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.
Joseba Olano Madariaga Tektonika Konparatua
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.
Joseba Olano Madariaga Tektonika Konparatua
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
Joseba Olano Madariaga Tektonika Konparatua
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)
Joseba Olano Madariaga Tektonika Konparatua
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-
Joseba Olano Madariaga Tektonika Konparatua
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.
Joseba Olano Madariaga Tektonika Konparatua
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
Joseba Olano Madariaga Tektonika Konparatua
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-
Joseba Olano Madariaga Tektonika Konparatua
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).
Joseba Olano Madariaga Tektonika Konparatua
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.
Joseba Olano Madariaga Tektonika Konparatua
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
Joseba Olano Madariaga Tektonika Konparatua
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).
Joseba Olano Madariaga Tektonika Konparatua
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.
Joseba Olano Madariaga Tektonika Konparatua
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).
Joseba Olano Madariaga Tektonika Konparatua
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
Joseba Olano Madariaga Tektonika Konparatua
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).
Joseba Olano Madariaga Tektonika Konparatua
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
Joseba Olano Madariaga Tektonika Konparatua
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
Joseba Olano Madariaga Tektonika Konparatua
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).
Joseba Olano Madariaga Tektonika Konparatua
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).
Joseba Olano Madariaga Tektonika Konparatua
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
Joseba Olano Madariaga Tektonika Konparatua
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.
Joseba Olano Madariaga Tektonika Konparatua
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.
Joseba Olano Madariaga Tektonika Konparatua
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.
Joseba Olano Madariaga Tektonika Konparatua
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.
Joseba Olano Madariaga Tektonika Konparatua
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.
Joseba Olano Madariaga Tektonika Konparatua
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
Joseba Olano Madariaga Tektonika Konparatua
41
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: 163-182.
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.
Joseba Olano Madariaga Tektonika Konparatua
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
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: 57-71.
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.