Background

En el flanco sur del Anticlinorio de Olivenza-Monesterio, al S y SO de La Puebla de los Infantes, sobre entramo carbonatado del Cámbrico inferior, se dispone una sucesión detrítica que aflora en el núcleo de una estructura sinclinal limitada por fracturas.

La sucesión se inicia por una alternancia de pizarras y areniscas de color crema o marrón en bancos métricos; haciéndose más fina hacia el techo, y culminando con pizarras de tonos negros, verdosos y morados.

Al microscopio estos sedimentos muestran una textura blastopelítica y están formados esencialmente por material micáceo y algunos granos de cuarzo, que parecen corresponder a material cinerítico, posiblemente en relación con una actividad volcánica distal (Roldán et al., 1996c).

Su espesor debe ser al menos de varios cientos de metros, si bien, no se puede precisar por aflorar entre fracturas.

En cuanto a su edad, para Roldán et al. (1996c) su base debe ser Cámbrico inferior (Bilbiliense), si bien no existen datos fehacientes.

70 2.2.4. Domo de Lora del Río

Se corresponde con la unidad metamórfica de Lora del Rio (Apraiz, 1996, 1998), separada de la Unidad de los Miradores por un detachment o zona de cizalla de bajo ángulo principal, de carácter extensional, se diferencian dos unidades en base a criterios de grado y evolución metamórfica (Apraiz, 1996, 1999; Apraiz y Eguíluz, 2002). El bloque superior muestra una evolución prograda bien definida del metamorfismo que habitualmente sólo alcanza condiciones propias de la facies de esquistos verdes, salvo hacia la zona de contacto con el bloque inferior en que aumenta rápidamente hasta la parte alta de la facies de las anfibolitas. El bloque inferior, al que denominan núcleo metamórfico de Lora del Río, presenta un metamorfismo netamente superior, en facies anfibolita y granulitas de baja presión, donde fundamentalmente se preservan las etapas finales de la evolución metamórfica.

Él contacto entre ambos bloques, según Apraiz (1996, 1998) presenta rasgos deformacionales característicos de una tectónica extensional y provoca un salto brusco del metamorfismo que decrece rápidamente hacia el bloque superior. El accidente que las separa fue definido como una zona de cizalla extensional de bajo ángulo denominada detachment secundario (Apraiz et al., 1993). El bloque superior está compuesto, en la zona occidental por la Serie del Huéznar, caracterizada por una unidad pizarrosa monótona en la base, sobre la que se disponen vulcanitas ácidas, pizarras alternantes con cuarcitas y aglomerados volcánicos que aparecen en el núcleo de un sinclinal muy cerrado de plano axial vertical. En la zona E del domo diferencia una serie de esquistos y cuarzoesquistos (Fm de José Torán) correlacionable, según el mismo, con la serie de pizarras y arcosas definida en la unidad de los Miradores.

2.2.4.1. Serie del Huéznar (73, 74, 75). Cámbrico inferior-medio

Se sitúa al O del Domo de Lora del Río, a muro de una zona de cizalla extensional de dirección NO-SE, que buza hacia el NE, denominada detachment o falla normal de bajo ángulo principal (Apraiz, 1998, 1999; Apraiz y Eguíluz, 2002).

Se trata de una monótona sucesión de esquistos micáceos de colores marrones y amarillentos que intercalan de forma ocasional paquetes grauváquicos de potencia decimétrica. Al microscopio muestran un bandeado definido por la alternancia de lechos con distintas proporciones de micas. Aunque la mayor parte de los materiales están formados por moscovita, clorita, cuarzo, plagioclasa y biotita, en asociaciones propias de las zonas de la clorita y la biotita, también se han reconocido las isogradas de la cordierita, andalucita, sillimanita y moscovita “out” (Apraiz et al., 1997a).

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Intercaladas en esta serie se encuentran algunos niveles de rocas volcánicas que pueden constituir tramos de entidad cartográfica (74), a los que se asocian espacialmente numerosos diques, sills o pequeños cuerpos básicos de escasa continuidad lateral, que corresponden a metabasitas. Apraiz et al. (1999c) citan la existencia de espilitas con estructuras de pillow-lavas a techo.

Por correlación con las Alternancias de Cumbres, Apraiz et al. (1997a) les atribuyen una edad Cámbrico inferior-medio.

2.2.4.2. Migmatitas, gneises y esquistos biotíticos (37) con intercalaciones de anfibolitas (39)

Corresponde al macizo cristalino de Lora del Río o bloque inferior de la Unidad metamórfica de Lora del Río (Fabriès, 1963; Arriola y Eguíluz, 1983; Apraiz et al.., 1993, Apraiz, 1996) compuesto por una secuencia de paragneises pelíticos y semipelíticos con intercalaciones de gneises cuarzofeldespáticos, esquistos y cuarcitas grafitosos y gran cantidad de anfibolitas y gneises anfibólicos; localmente se encuentran lentejones de mármoles. Todo el conjunto muestra un metamorfismo de grado alto que en las zonas más profundas origina el desarrollo de granitoides anatécticos y de un amplio cortejo de migmatitas (Apraiz et al., 1997a).

El núcleo metamórfico de Lora del Río sufrió una rápida exhumación debido a la acción de dos zonas de cizalla extensionales (Apraiz y Eguíluz, 2002).

En las zonas centrales del Núcleo Metamórfico de Lora del Río los procesos de fusión parcial asociados al metamorfismo han generado una serie de granitoides peculiares. La facies más extendida corresponde a un granito de aspecto sacaroideo de color grisáceo y muy heterogéneo, con abundantes enclaves restíticos y una gran cantidad de cordierita. En cuerpos de menor extensión aparece una granodiorítica de aspecto homogéneo, con una menor proporción de enclaves en la que resaltan placas centimétricas de biotita y nódulos de cuarzo hialino. Además lleva asociados pequeños diferenciados leucograníticos asociados a la formación del domo (Apraiz et al., 1997a).

Rodeando a esta zona, en la que los procesos de fusión son dominantes, se dispone una aureola de migmatitas (39) con una variada gama de estructuras (estromáticas, ptigmáticas, flebíticas, etc.) que pueden considerarse como metatexitas originadas por tasas de fusión moderadas o bajas. La presencia de pequeños afloramientos de leucogranulitas es de gran interés a la hora de establecer la evolución metamórfica. Las migmatitas de tipo estromático están formadas por lechos cuarzofeldespáticos (leucosomas) de espesor variable, separados de los mesosomas, compuestos por cuarzo, plagioclasa, biotita, sillimanita y feldespato potásico por otros más delgados y oscuros (melanosomas) enriquecidos en biotita y sillimanita. En las

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zonas menos metamórficas se encuentran micaesquistos y paragneises bandeados constituidos por biotita y sillimanita con diferentes proporciones de minerales félsicos. Este bandeado traspone una fábrica previa (Apraiz et al., 1997a).

Existen abundantes niveles anfibólicos intercalados. Son rocas de color verdoso en las que, con frecuencia, destacan anfíboles milimétricos. Están formadas por anfíbol, plagioclasa y opacos, pero la variación en el contenido de dichos minerales da lugar a diferentes texturas y al desarrollo de estructuras bandeadas. En ocasiones la elevada proporción de plagioclasa permite clasificarlos como gneises anfibólicos (Apraiz et al., 1997a).

Por otra parte, cabe reseñar la presencia de esquistos grafitosos que se localizan de forma mayoritaria en la zona central y que podrían corresponder a materiales propios de la Serie Negra (Apraiz et al., 1997a).

Son frecuentes además, las intrusiones aplograníticas, así como la existencia de cuerpos menores de leucogranulitas, constituidos por plagioclasa, feldespato potásico, cuarzo, cianita, granate y rutilo (Apraiz y Eguíluz, 2002).

En cuanto a la edad de esta unidad, es difícil de determinar, habiendo sido adjudicada por algunos autores al Paleozoico sin más (Macpherson, 1879; Fabriès, 1963), al Cámbrico (Pérez Lorente, 1979) o Cámbrico inferior (Apraiz et al., 1997a), o al Precámbrico (Sanz et al., 1975; Vázquez Guzmán y Fernández Pompa, 1976; Arriola y Garrote, 1980). Apraiz et al. (1993) proponen la posible correlación de estos materiales con la Fm Malcocinado y con la Serie Bodonal-Cala. No obstante, sus características litológicas entre las que destacan las intercalaciones de esquistos y cuarcitas grafitosos y gran cantidad de anfibolitas y gneises anfibólicos, así como la datación de una granodiorita anatéctica nebulítica mediante U/Pb SHRIMP en 600±13Ma por Ordóñez Casado (1998), a la que considera la edad del protolito; nos han llevado en esta Hoja y memoria a atribuirles una edad neoproterozoica, posiblemente relacionada con la Serie Negra.

2.2.4.3. Gneises con intercalaciones de metavulcanitas (38) y anfibolitas (39). Fm José Torán

Por su posición estructural forma parte de la unidad superior del núcleo metamórfico de Lora del Río. Fue denominada Fm de José Torán por Apraiz (1996).

Se trata de una sucesión constituida por esquistos, cuarzoesquistos y gneises biotítico- moscovíticos (38), con niveles cuarcíticos cuarzofeldespáticos, que llegan a dar diferenciados pegmatoides; existen además lentejones de anfibolitas (39) intercalados en la serie (Roldán et al., 1996c).

Los esquistos y gneises presentan al microscopio textura granolepidoblástica o gneísica. Como minerales principales tienen cuarzo, feldespatos, moscovita, biotita, opacos y

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a veces sillimanita y cordierita. Entre los accesorios destacan circón, y en algunos casos plagioclasa y calcita, Las rocas pueden ser clasificadas como esquistos biotíticos- moscovíticos y gneises biotíticos con sillimanita.

En su mayor parte las rocas parecen proceder de sedimentos pelíticos o cuarzo- pelíticos, afectados por metamorfismo regional de grado variable, con desarrollo de dos esquistosidades; una primera que produce la blastésis más importante de minerales como cuarzo, plagioclasa y micas; y otra posterior de crenulación que produce también porfirocristales de opacos.

Las anfibolitas (39) se disponen como masas lenticulares que se acuñan lateralmente; en el campo unas veces como masas subparalelas a las capas, que se relacionan con materiales tobáceos, y otras veces como cuerpos de forma más irregular y con contactos aparentemente oblicuos. Estas relaciones se interpretan que están asociadas con un complejo volcánico- subvolcánico de igual edad que esta formación, de acuerdo con la relación que dichas rocas presentan respecto de otras de carácter vulcanoderivado y que aparecen interestratificadas en la serie; sin embargo este argumento resta por verificar con más precisión.

Al microscopio las anfibolitas presentan texturas nematoblásticas, y tienen como minerales principales plagioclasa, anfíbol (actinolítico), epidota, opacos, y en algún caso esfena; como accesorios apatito y circón. Proceden de material de origen ígneo, y tienen una orientación marcada por la primera esquistosidad (S1) que se encuentra microplegada.

La edad de esta serie es desconocida, a pesar de lo cual, sus características litológicas, metamórficas y deformativas nos han llevado a relacionarlo con materiales ediacáricos sin que pueda descartarse una edad Cámbrica.

2.2.5. Dominio Évora-Aracena

Se trata de un pequeño dominio situado en el borde O de la Hoja, entre el Granito de El Pedroso (13) y la Cuenca del Viar, relacionado litológicamente y tectónicamente con el Dominio Évora-Aracena, que se extiende por el norte de la Hoja 1:200.000 de Sevilla-Puebla de Guzmán adentrándose en Portugal, siendo el dominio más meridional de la ZOM.

Al igual que en el sector del Antiforme de Fuenteheridos y núcleo de Almadén de la Plata, al oeste, fuera de esta Hoja, la sucesión (aunque muy tectonizada) contiene de muro a techo una sucesión metapelítica, a veces grafitosa con intercalaciones de paragneises, cuarcitas negras y pequeños lechos de rocas carbonatadas equivalente a la Serie Negra y atribuida al Neoproterozoico.

La sucesión continúa con un episodio carbonatado constituido principalmente por un conjunto de mármoles dolomíticos atribuido al Cámbrico inferior por correlación con otros

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sectores de Ossa-Morena (Bard, 1969; Gutiérrez Elorza, 1970; Vázquez Guzmán y Fernández Pompa, 1976; Apalategui et al., 1984; Crespo Blanc, 1989). Finalmente sobre este episodio carbonatado se deposita una potente secuencia vulcanosedimentaria bimodal con algunas intercalaciones de niveles carbonatados, cuyo techo no es conocido, pues su contacto es tectónico.

Al igual que en la parte N del Dominio Évora-Aracena, al NE de esta sucesión, y en contacto tectónico con ella, se sitúa una banda de esquistos y filitas con algunas metabasitas intercaladas, intensamente deformada y con abundantes segregaciones de cuarzo, denominada

Unidad de Moura-El Cubito, que agrupa los Xistos de Moura (Oliveira y Piçarra, 1986) o

Complejo Filonítico de Moura (Araujo, 1995; Araujo et al., 2005, 2006) de los autores portugueses con los Esquistos de El Cubito (Bard, 1969).

2.2.5.1. Unidad de Moura-El Cubito

Se trata de un conjunto metapelítico muy deformado que flanquea por el Norte al Macizo de Aracena. Agrupa los Xistos de Moura (Oliveira y Piçarra, 1986) o Complejo Filonítico de Moura (Araujo, 1995; Araujo et al., 2005, 2006) de los autores portugueses con los Esquistos de El Cubito (Bard, 1969).

Las relaciones de la Unidad de Moura-El Cubito con el Macizo de Aracena (en la vecina Hoja 200.000 de Sevilla-Puebla de Guzmán) son complejas; en las Hojas de Aroche, Aracena y Santa Olalla, se apoyan sobre distintos términos del flanco normal del anticlinorio de Fuenteheridos-La Umbría; en el Macizo de Almadén de la Plata el contacto es con distintas unidades de dicho macizo (Ábalos, 1987). Hacia el norte la Unidad de Moura-El Cubito está en contacto siempre, si bien tectónicamente, con los esquistos y pizarras de Barrancos de los que es difícil de separar y de los que se diferencia fundamentalmente por su mayor grado de deformación (Apalategui et al., 1990b). Este contacto se hace mediante la Falla de Beja- Valdelarco, que buza fuertemente hacia el NNE o NE y contiene estrías tanto en buzamiento como horizontales (Crespo Blanc, 1989). Su contacto S, es también tectónico y contiene en algunos lugares hacia la base una mélange con evidencias de alta P (Rubio Pascual et al., 2011, 2013).

En esta Hoja, sin embargo, por el NE se pone en contacto tectónico, mediante un cabalgamiento vergente al SO con las Alternancias de Cumbres, y por el SO también tectónicamente, se pone en contacto con el Tramo Carbonatado o Sucesión Detrítico- Carbonatada del Cámbrico inferior o con la Fm Terena.

En Portugal está constituida por una secuencia imbricada de micaesquistos con intercalaciones de vulcanitas ácidas y básicas, así como pasadas de liditas, esquistos negros y

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escasos niveles carbonatados. En España, sin embargo, está constituida principalmente por filitas y esquistos (34), que en esta Hoja intercalan ampelitas, lutitas negras y liditas (35) con alguna escasa intercalación de metabasitas; si bien desde Cortelazor (en la vecina Hoja 1:200.000 de Sevilla-Puebla de Guzmán) hacia el E se intercalan importantes cuerpos de metabasitas (36) y alguno escaso de rocas ácidas, constituidas por metatobas de grano medio, de colores pardos, con clastos líticos y de feldespatos (Crespo Blanc, 1989) de carácter riolítico. En el flanco E y en el cierre del Antiforme de Fuenteheridos (fuera de esta Hoja, al O), contiene hacia su base (desde el punto de vista estructural) una mélange con evidencias de alta presión (Rubio Pascual et al., 2011, 2013).

Para algunos autores los esquistos y filitas de El Cubito, no constituyen una formación con valor cronoestratigráfico (Apalategui et al., 1984, 1990) sino que representa una banda de cizalla formada a expensas de las pizarras de Barrancos, y en la que quedan involucrados en menor proporción otros materiales, algunos del Macizo de Aracena.

En Portugal, muchas de sus litologías están imbricadas tectónicamente, con milonitización asociada, presentando algunos niveles de esquistos con metamorfismo de alta P en facies de los esquistos azules, con relictos de facies eclogítica en alguna de las intercalaciones anfibolíticas (Araujo, 1995; Fonseca et al., 1999, 2004a y b).

Para Booth-Rea et al. (2006b), las filitas y esquistos de la Unidad de Moura-El Cubito forman parte de un complejo alóctono relacionado con una sutura, habiendo puesto de manifiesto la existencia, también en el sector español, de alta P.

Posteriormente Rubio Pascual et al. (2011, 2013) encuentran alta presión en la Unidad de Cubito-Moura y su mélange basal, en la Hoja 1:200.000 de Sevilla-Puebla de Guzmán, en la cual ponen de manifiesto la existencia de un evento metamórfico en facies de los esquistos azules. Así mismo, encuentran también evidencias de alta P en otras unidades del Dominio de Évora-Aracena de la ZOM (Grupo de Fuenteheridos, incluyendo la Fm La Umbría), lo que junto con el hallazgo de evidencias de alta P en la parte inferior de la Fm Pulo do Lobo y en la Unidad de La Minilla, les llevan a proponer que estas unidades del límite ZOM/ZSP formaron parte de una cuña orogénica desarrollada por la acreción de láminas subducidas del margen continental más externo de Gondwana y probablemente otros elementos del dominio Rheico, con un sentido aproximado de techo hacia el NE, desde al menos el Devónico medio al Tournaisiense basal. Esto indicaría una subducción parcial del margen externo de Gondwana bajo una pila compleja de unidades exóticas que incluyen afloramientos pertenecientes a la ZSP.

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2.2.5.1.1. Micaesquistos y metavulcanitas (34) con intercalaciones de ampelitas, lutitas negras y liditas (35). Fm El Cubito

La Fm El Cubito está constituida principalmente por metapelitas (filitas y esquistos) de color gris oscuro, con una esquistosidad muy penetrativa y abundantes segregaciones de cuarzo muy replegado o en cuerpos sigmoidales a veces con agregados de clorita (Apraiz et al., 1997a). En algunos puntos en esta Hoja, se observan intercalaciones de ampelitas, lutitas negras y liditas (35) con cierta continuidad.

Diferentes autores (Apalategui et al., 1984; Crespo Blanc, 1989) observan tres fases de deformación visibles: la primera produce una foliación sinmetamórfica de bajo grado (S1)

apreciable solo como foliación interna en microlitones de la siguiente fase; durante la segunda fase se genera una nueva superficie de discontinuidad (S2) de crenulación penetrativa, que es

la foliación principal y lleva asociados lentejones de cuarzo de exudación paralelos; durante la tercera fase se micropliegan las estructuras anteriores por pliegues asimétricos de tipo chrevron vergentes al SO con un clivaje de crenulación espaciado de plano axial (Apalategui et al., 1984; Booth-Rea et al., 2006b).

En lámina delgada estos materiales están constituidos por cuarzo, moscovita, clorita, biotita, plagioclasa y en ocasiones cloritoide y grafito. En proporciones accesorias se han observado opacos, circón, apatito, turmalina, rutilo, esfena y en algunas muestras granate (Apalategui et al., 1983b, 1984, 1990; Crespo Blanc, 1989). En una muestra de un esquisto moscovítico recogida en la Hoja de Almadén de la Plata, se ha observado en proporciones accesorias granate subredondeado. Presentan texturas lepidoblásticas a granolepidoblásticas de grano fino microplegadas, en ocasiones bandeadas y muy frecuentemente miloníticas, observándose estructuras sigmoidales, que pliegan y transponen una schistosity previa (Apraiz et al., 1997a).

Las metavulcanitas ácidas son rocas de colores variables, predominantemente claros, con frecuentes diseminaciones de sulfuros, y localmente óxidos de manganeso. En ocasiones son cherts, incluso jaspes. Al microscopio muestran una textura brechoide y están constituidas principalmente por: cuarzo, moscovita, plagioclasas, feldespato potásico, opacos, y a veces clorita. En proporciones accesorias contienen: esfena, leucoxeno, apatito, turmalina, y a veces grafito.

Recientemente Ponce et al. (2011, 2012, en prensa) postulan para la primera fase (D1),

interpretada como relacionada con el comienzo de la exhumación después de la subducción del margen de Ossa-Morena bajo el margen Surportugués, una cinemática (una vez restauradas las deformaciones posteriores) de techo al E (lineaciones N70ºE).

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Booth-Rea et al. (2006b) encuentran, en muestras de estos esquistos tomadas en los alrededores de la localidad de Cortelazor (en la vecina Hoja 1:200.000 de Sevilla-Puebla de Guzmán), que fueron sometidos a unas condiciones de metamorfismo de alta P-baja T durante la S1 que alcanzaron los 0.9 a 1.0 GPa a 370-340ºC.

Durante la realización de la Hoja 1:200.000 de Sevilla-Puebla de Guzmán, se han obtenido nuevos datos que avalan la existencia de alta P en el sector de los esquistos de El Cubito que bordea al Macizo de Aracena, alcanzándose condiciones mínimas de P en la mélange basal de 12,4 Kb y T de 310±11ºC (Rubio Pascual et al., 2011, 2013; Matas et al., en prep.), si bien no se han encontrado evidencias de alta P en esta Hoja.

2.2.5.1.2. Metabasitas y anfibolitas (36). Fm El Cubito

En los esquistos de la Fm El Cubito, se intercalan cuerpos de rocas volcánicas básicas, de espesores decamétricos a hectométricos y extensiones a veces plurikilométricas. Son equiparables a las denominadas, junto a las intercaladas en La Fm Barrancos, metabasitas de la Ribera de Huelva por Bard (1969). Se trata de diabasas y lavas, así como tobas básicas a intermedias. También se han citado metamicrodioritas y metadacitas (Bard, 1969).

Estas rocas serían lavas de la serie espilita-queratófido con textura porfídica y matriz alotriomorfa. Para algunos autores, químicamente son rocas subalcalinas con marcado carácter toleítico, según Apraiz et al. (1997a), que regionalmente, y con carácter local, pueden presentar estructuras en pillow (Crespo Blanc, 1989).

Muestras de anfibolitas tomadas durante la realización de la vecina Hoja de Sevilla- Puebla de Guzmán, muestran una afinidad intermedia Toleítica-Alcalina, así como un carácter transicional entre basaltos alcalinos de afinidad intraplaca y E-MORB.

En cuanto a su edad, no existen dataciones absolutas de estas rocas, habiendo sido