GEOGACETA, 2, 1987 DENDROGRAMA -~ 1 /1 _ ~ BUNT CORRELAC!ON - n :J> n (JJ w Fig. 2.-Grupos de afinidad obtenidos a partir de 9 variables de cada muestra. (/) ·~ ;:¡ -r iB _ 0 o :D o .1 .2 . 3 • 4 .5 . 6 • _7 . 8 .9 des y Oroz-Betelu, que en prmc1p10 pueden corresponder a una misma placa. Considerando el limitado número de muestras analizado, así como la ausencia de datos referentes a otras fracciones de las muestras puede con­ siderarse que los resultados obtenidos apuntan hacia la existencia de dos conjuntos: uno, correspondiente a los macizos de Alduides y Oroz-Betelu con una mica de carácter más mos­ covítico y, otro, representado por una mica más fengítica correspondiente a Cinco Villas. Asimismo puede obser­ varse una más clara diferencia entre los valores de la cristalinidad obteni­ dos para cada uno de los dos grupos. Por todo ello puede considerarse, en principio, la Falla de Leiza y, por extensión, La Falla Nord-pirenaica como el contacto entre las placas o sub-Placa Ibérica y la Placa Europea . Referencias Gallart, J.; Banda, E., y Daignieres, M. (1981): Ann. Geophys., 35, 457-480. Heddebaut, C. (1975): Bull. B. R. G. M, 4, 5-30. dichos parámetros para las 21 mues­ tras estudiadas, quedando represen­ tado en un dendrograma (fig. 2). En este árbol de parentesco, con un índice de similaridad de 7 .25 se agrupan la mayor parte de las mues­ tras correspondientes a Cinco Villas. Asimismo, con una similaridad cer­ cana a 7 se determina otro grupo que corresponde a los macizos de Aldui- Mirouse, R.; Barrouquére, G.; Bessiére, G.; Devolvé, J.-J., et Perret, M.-F. (1983): Geol. Rundschau, 72, 253-281. Van der Voo, R. y Boessenkool, A. (1973): J. Geophys. Res., 78, 5118- 5127. Recibido e/ 13 de febrero de 1987 Aceptado e/ 17 de febrero de 1987 Introducción Relaciones blastesis deformación del granate en la zona de cizalla de Berzosa J. M. González Casado. Universidad Complutense. Departamento de Geodinámica. 28040 Madrid. C. Casquet. Universidad Complutense. Departamento de Patrología. 28040 Madrid. ABSTRACT Deformation partitioning is responsible for the various textura/ and compositional fea­ tures shown by garnets in the Berzosa Shear Zone. This process is time-and space­ dependent across the fau/t. González Casado, J. M. y Casquet, C. Relaciones blastesis deformación del granate en la zona de cizalla de Berzosa. Geogaceta, 2, 36-38. Key words: Ductile shear, deformation partiotioning, garnet, Central System. El concepto de repartición de la deformación, «deformation partitio- ning», introducido por Bell en 1981 (Bell et al., 1986), expresa el hecho de que las componentes de cizalla simple y pura de la deformación se distribuyen diferencialmente en el inte­ rior de la roca. Así, en rocas con esquistosidad de crenulación, «strain slip cleavage», la componente de ciza- 36 lla simple se concentra en los flancos de los microlitos, mientras que la pura lo hace en el interior. Este ·hecho repercute en los procesos de blastesis mineral que quedan restrin­ gidos al interior del microlito (zona de baja densidad de dislocaciones) y excluidos en los flancos (zona de alta densidad de dislocaciones). Se ha realizado el estudio del pro­ ceso de repartición de la deformación en una transversal a la zona de ciza­ lla dúctil de Berzosa (Z.C.B.), que recorre el extremo oriental del Sis­ tema Central con dirección N-S. Esta estructura pone en contacto el domi­ nio del «Ollo de Sapo» (grado metamórfico bajo-medio), con la zona axial de la cadena (grado medio-alto). La falla tiene su etapa principal de movimiento durante la F2 Hercínica, desarrollándose una esquistosidad (S2) que transpone progresivamente hacia el Este a una S1 más antigua. La zonación metamórfica (fig. 1) es esencialmente sin-F2 (Capote et al., 1981; Casquet y Navidad, 1986; González Casado, 1986). ZONA SiLLIMANiTA El objeto de esta nota es el de analizar los procesos de crecimiento y destrucción de los cristales de granate, mineral muy abundante en la zona investigada. El estudio se basa en el análisis de las relaciones entre la S¡ y la Se, según secciones XY o ZY del elip­ soide de deformación finita de F2• Asimismo se hace referencia al zonado composicional del granate, cuya geo­ metría está relacionada con los ele­ mentos de la fábrica de la roca. Repartición de la deformación en la Z.C.B. En la transversal estudiada se pue­ den separar dos zonas dentro de la Z.C.B. en función de la intensidad de la deformación de F2 y de las microestructuras ligadas al reparto de la deformación (fig. 1). Una oriental donde domina la esquistosidad de crenulación (S1-S2), con microlitos, en los que coexisten mecanismos de ciza­ lla pura y ·simple. Y otra en las pro- """ 5 "".z"--. "" 0 -'iS'-T-"'EN-"A _ __,~¡TA ZONA ESTAUROLiTA .l!.rribo .,, E SECCiON YZ ~N Fe GEOGACETA, 2, 1987 ximidades al plano de la falla, donde sólo hay una esquistosidad (S2), que transpone completamente a la S1, y en la cual dominan los mecanismos de cizalla simple (fig. 1). Microestructuras del granate El crecimiento del granate en la Z.C.B. parece relacionarse en todos los casos con el desarrollo de la S2 (granate sincinemático) y muestra una polaridad en el espacio y en el tiempo: el período de blastesis se extiende en el tiempo con el aumento del grado metamórfico hacia el oeste hasta el comienzo de la Sz. de la Distena (fig. 1 ), de acuerdo con el desplazamiento en el mismo sentido del pico metamórfico (momento de máxima T en la trayectoria P-T de la roca). A partir de la zona de la dis­ tena el granate se destabiliza antes de que se alcance el momento álgido metamórfico, en respuesta a reaccio­ nes metamórficas progradas (Casquet y Navidad, 1986). E DOMINIO ESQUISTOSIDAD $ 2 DOMIMIO E.CRENULACION S1 - S2_ - - - - --· - - - - - - - - -----------=--------- Fig. 1.-Estructuras internas del granate y zonado composicional, según su posición con respecto a la zona de cizalla. Las secciones observadas se orientan según planos XZ y ZY del elipsoide de deformación finita de F2. 37 GEOGACETA, 2, 1987 Se pueden distinguir de E a O tres zonas en función de las texturas del granate: A) Zona externa a la falla por el Este: S1 dominante, F2 origina sólo un gran aplastamiento. Blastos de grandes granates con truncamiento del zonado composicional por disolución perpendicular a Z (fig. 1). Dentro ya de la Z.C.B. se pueden distinguir dos zonas: B) Zona de esquistosidad de cre­ nulación: Los granates crecen en los microlitos y en secciones XZ mues­ tran continuidad entre la S¡ y la S0 , definiendo la primera, sigmoides. En el plano YZ se observan las mismas estructuras. Los zonados composicio­ nales son concéntricos y muestran truncamientos cuando el cristal entra en contacto con los microdominios de cizalla simple (fig. 1). Este efecto se acentúa a medida que progresa la transposición de los microlitos hacia el interior de la Z.C.B. C) Zona con dominio de Ja esquis­ tosidad 82: En secciones XZ se observan dos tipos de granates, unos con texturas rotacionales (espirales dobles) con continuidad entre S; y S0 y granates con S; sigmoide fuerte­ mente truncada por la Se. En planos YZ S; describe curvas o figuras en 11, oa, x. Los zonados composicionales se encuentran fuertemente truncados (fig. 1). Al oeste del dominio anterior los granates repiten el esquema del domi­ nio B. Los zonados muestran también fuertes resorpciones del granate en las sombras de presión. Discusión Cuando los microdominios de es­ quistosidad S2 que limitan ambos lados de un microlito progresan hacia el interior del mismo y alcanzan los porfiroblastos que han ido creciendo en él, se produce su disolución y el truncamiento de las texturas internas y del zonado composicional. Este tipo de relación es compatible con una posición del cristal fijo y rotación relativa de la matriz (<90). Por el contrario, en la inmediata proximidad al plano de falla, la existencia de granates rotacionales con elevados ángulos de giro (Snow ball) (;>90) sólo pueden explicarse mediante el giro real del cristal en una matriz más fija (Bell et al., 1986). Fuera de la Z.C.B., en el dominio de grado bajo, tanto la matriz como el granate se mantienen fijos en el espacio. Y los truncamientos observa­ dos se deben a presión-disolución por aplastamiento. Referencias Bell, T. H. (1981): Tectonophysics, 75, 273-296. Bell, T. H.; Rubenach, M. J., y Fleming, P. D. (1986): Jour. Metam. Geo/., 4, 37-67. Capote, R.; Casquet, C., y Fernández Casals, M. J. (1981): Cuad. Geol. Ibé­ rica, 7, 455-469. Casquet, C. y Navidad, M. (1986): Rev. R. Acad. Cien. Exact. Fis. Mat., 79, 523-548. González Casado, J. M. (1986): Estudio geológico de Ja Zona de Cizalla de Berzosa Honrubia. Tesis Doct., Univ. Compl. Madrid. Recibido el JO de febrero de 1987 Aceptado el 17 de febrero de 1987 Los depósitos de hierro oolítico del Paleozoico de Asturias y N de León: ambiente de depósito y relación con el vulcanismo J. C. García-Ramos. Universidad de Oviedo. Departamento de Geología. 33005 Oviedo. C. Suárez de Centi. Universidad de Oviedo. Departamento de Geología. 33005 Oviedo. A Paniagua. Universidad de Oviedo. Departamento de Geología. 33005 Oviedo. M. Valenzuela. Universidad de Oviedo. Departamento de Geología. 33005 Oviedo. ABSTRACT The depositional setting of the Palaeozoic oolitic iron formations of the Cantabrian Mountains is proposed. They acumulated in a shallow sublittoral environment influenced by the repetitive alternation of siliciclastic supplies, storm processes and fairweather condi­ tions. The genesis of iron compounds is mainly related with subaerial weathering of basic vo/canic rocks. García-Ramos, J. C.; Suárez de Centi, C.; Paniagua, A., y Valenzuela, M. (1987): Los depó­ sitos de hierro oolítico del Paleozoico de Asturias y N de León: ambiente de depósito y relación con el vulcanismo. Geogaceta, 2, 38-40. Key words: /ron ooids, Cantabrian Mountains, shelf deposits, Siluro-Devonian, basic volca­ nism, storm deposits. Dentro de las sucesiones terrígenas del Silúrico y Devónico de la Cordi­ llera Cantábrica, son frecuentes los depósitos de hierro oolítico. para la interpretación de este tipo de acumulaciones reside en la descone­ xión física que suele existir entre los materiales cuya alteración proporciona el hierro, el lugar de formación de los ooides y la zona de acumulación final de los mismos. Esta última está situada en nuestro caso sobre una plataforma epiconti­ nental que pasa por tres fases distin-Uno de los principales problemas 38