DOCUMENTO N º 1 MEMORIA sin migmatizar y granito hercínico, existe una zona ocupada principalmente

por un granitoide migmatítico.

Ésta es una roca granítica muy tectonizada y migmatizada, con tamaños de grano que varían del fino al grueso, y acompañados con gran frecuencia de restitos de materiales preexistentes, que llegan a alcanzas superficies

cartografiables.

Es un granito de anatexía, interfases, paraautóctono, en el que se aprecian zonas que han tenido un movimiento relativo, independizándose del resto de la masa granítica.

Se han encontrado intrusiones de esta roca en el ortoneis glandular.

Ha sido afectado por la F2, que puede haber dejado algún tipo de estructura que no se ha podido determinar debido a las deficientes condiciones de afloramiento existentes en la zona.

Los megacristales son de feldespato potásico, microclina pertítica muy cataclástica. La plagioclasa es oligoclasa andesina, y la biotita se transforma en ciorita + sagenita.

- Granodiorita biotítica (γη2)-Granito de Caldas de Reis

En la zona sur de la Península del Barbanza y de la de Cabo da Cruz-

Abanqueiro e Illa de Areúsa, aflora una roca granítica de grano grueso, con biotita, tardihercínica, con la típica morfología en bolas de los granitos sin deformar.

Ocasionalmente puede contener también, sobre todo en los bordes, moscovita y pequeñas drusas de pirita o de cuarzo ahumado

(VON RAUMER, 1962).

Es muy frecuente la presencia de xenolitos de los materiales que englobó el granito en su emplazamiento, principalmente en la zona de Cabo de Cruz. Así, pueden reconocerse bloques degranitoide migmatítico, ortoneis glandular, granodiorita precoz en dicha zona. Estos bloques pueden alcanzar superficies de hasta 50m2.

Localmente y con frecuencia se encuentran facies de grano más fino, y en ocasiones los feldespatos presentan orientaciones de flujo.

Es muy frecuente observar procesos de epidotización. El granito está fuertemente diaciasado, hasta el punto de que las fracturas condicionan netamente la actual morfología, como ocurre en la Illa de Arousa. En estas zonas de fracturas son constantes las concentraciones de clorita, que dan una tonalidad verdosa muy típica.

Químicamente se trata de una roca ígnea calcoalcalina con una temperatura de emplazamiento muy superior a la de los granitos del Barbanza y

Corrubedo, lo que ocasiona zonas de corneanas en los contactos con los metasedimentos, llegando a alcanzarse en ellas tamaños de cristales de Sillimanita de 1 ó 2 cm.

En toda la zona E y central de los metasedimentos este granito ha de estar muy próximo a la superficie actual dado el considerable número de apófisis existentes.

La asociación mineral más frecuente es:

Q+ F.K+PI+Bi+Hbl con circón, apatito, clorita y opacos como accesorios. Hay sustituciones entre microlina y plagioclasa, así como entre cuarzo y

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3.1.2. Rocas filonianas postectónicas (FA,

FP)

Cronológicamente posterior a todas las rocas descritas hasta ahora, aparece por toda la Hoja de Pobra do Caramiñal (151) una importante presencia de aplitas y pegmatitas. De ellas destacan la aplita con cuarzos rosados asociada a la falla que separa elComplejo de Noia del dominio migmatítico y la

pegmatita con mineralización de Wolframio, en otro tiempo explotado, en el valle del arroyo de la Portela.

3.2.

Rocas metamórficas

El metamorfismo apreciado en la región es de bajo grado y se corresponde, en general, a las facies de esquistos verdes. De las asociaciones minerales presentes se deduce un tránsito progresivo de la zona de la clorita a la del granate, pero no más allá, puesto que no se ha encontrado estaurolita, mientras la zona más amplia es la de la biotita.

Los minerales que indican la existencia de metamorfismo son únicamente la cloritabiotita y el almandino, descartándose la andalucita por estar ésta

limitada a las zonas próximas a los granitos, lo que presupone su origen en las intrusiones.

Las paragénesis más frecuentes son las siguientes: Q+Ms+Bi+CI+Gr Q+Bi Bi+Q+Ms+Gr Bi+Ms+Q Q+Ms Q+PI+Ms+Bi

esquistos verdes del metamorfismo Abukuma (WINKLER, 1967) o intermedio de presión más baja y que corresponden también al denominado estadio de grado bajo(WINKLER, 1974).

Con posterioridad ha existido un retrometamorfismo bastante importante, que se manifiesta sobre todo en la cloritización de la biotita.

Por lo que respecta al metamorfismo de contacto, el alcanzado en el

emplazamiento del granito de Caldas de Reis, con formación casi general de corneanas con sillimanita y andalucita, es superior al de las aureolas de los granitos de Barbanza y Corrubedo, en las que, si bien existe andalucita (quiastolita), rara vez se llega a la sillimanita.

4. Tectónica

4.1. Fases de deformación del “Complejo de

Noia”

El Complejo de Noia fue deformado por las fases hercínicas. Como ya se ha comentado, es también denominado “Fosa blastomilonítica”, y corresponde a parte del “Complejo antiguo” de Parga Pondal (1960). Según este autor, está formado por un “conjunto o complejo de rocas: granitos, neises y esquistos, en general muy variado, pero que se distingue claramente por su aspecto de las rocas del “Grupo de Laxe””.

Las diferencias fundamentales según este autor son: - El alto metamorfismo a que han sido afectadas. - El presentar una lineación mineral muy marcada.

- El tener una deformación ultramilonítica, que afecta a todas las rocas del Complejo junto con una intensa cataclasis y fuerte recristalización, y

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