Historia de la morfogénesis granítica

Caderno Lab. Xeolóxico de Laxe Coruña. 2004. Vol. 29, pp. 331-360 Historia de la morfogénesis granítica Morphogenetic history of granite forms VIDAL ROMANÍ, J. R.1; YEPES TEMIÑO, J. 1 Abstract From the moment a granitic magma begins to cool until it is solidified it is subjected to stress and strain, producing the various discontinuities that can be seen in the finally exposed rock. When as a result of the erosion of superincumbent rocks the granite is at or near the land surface these discontinuities are exploited by weathering. Such features, and particularly those related to fractures or diaclases, outline forms that are considered here as primary endogenous forms. Once the rock is in the earth surface, various external agencies first soil weathering and later others as gravity, rivers, waves, glaciers, frost, wind, attack the rock to produce new suites of forms that are considered here as primary exogenous either etched or subaerial features. Such primary forms, both endogenous and exogenous, can evolve morphologically further as a result of subaerial weathering and erosion, becoming secondary endogenous or secondary exogenous forms. Exceptionally, some primary, either exogenous or endogenous, features can survive to successive morphogenetic episodes either below sedimentary burial or just subaerially without appreciable modification by external agencies being considered as inherited forms. Only the discernment of all these types of landforms allows the complete understanding of the geomorphological history of the area in which they occur. (1) Instituto Universitario de Xeoloxía «Isidro Parga Pondal» (Servicios Centrales de Investigación), Universidade da Coruña (Campus de Elviña), 15.071-A Coruña (España). E-mail: [email protected]. CAD. LAB. XEOL. LAXE 29 (2004) Vidal Romaní & Yepes Temiño332 1. ANTECEDENTES Las rocas ígneas o magmáticas constituyen un tipo especial de sustrato geomorfológico. A partir de la exposición de éstas en la superficie de la Tierra y del modelado que eventualmente se desarrolle sobre ellas surge lo que conocemos como paisaje con características morfológicas específicas denominado paisaje granítico s.l. Hay dos tipos de paisajes graníticos. El primer tipo también llamado volcánico es el que se desarrolla sobre un magma extrusivo o efusivo consolidado. Algunas de sus características (p.e. la estratificación), son típicas de terrenos sedimentarios, pero otros rasgos morfológicos son específicos (disyunción columnar) de las rocas efusivas (Fig. 1). El tipo más comúnmente conocido como paisaje granítico se desarrolla sobre una roca magmática emplazada y consolidada en profundidad y expuesta en superficie por la erosión de los materiales suprayacentes. litosfera, aunque su magnitud disminuya gradualmente a medida que nos acercamos a la superficie terrestre. Las fuerzas tectónicas actúan solo durante el emplazamiento de los cuerpos magmáticos y sus efectos interfieren con los debidos a las fuerzas litostáticas. Ambos tipos de fuerzas someten a los materiales afectados a campos tensionales diferentes, según el estado físico de estos en cada caso (Fig. 2), dando lugar a deformaciones y roturas en los campos plástico, dúctil, frágil y elástico (ARZI, 1978), imponiendo como consecuencia de ello en la roca diferentes tipos de fábrica y discontinuidades (ROMAN BERDIEL, 1995; EICHELBERG, 1995; AURÉJAC et al., 2004). Estas características estructurales contribuirán decisivamente, en la mayoría de los casos, a la morfología final desarrollada en los afloramientos de rocas graníticas. Fig. 1. Disyunción columnar en basaltos (Columbia River, EE.UU.). En su camino hacia la superficie, tanto las rocas volcánicas como las plutónicas están expuestas a dos tipos principales de tensiones: litostáticas o confinantes y tectónicas o dirigidas. Las fuerzas litostáticas son operativas en cualquier punto de la Fig. 2. Diferentes grados tensionales en un magma en función de su grado de consolidación. Leyenda: (1) Estructuras magmáticas, segregación mineral. (2) Fracturación hidraúlica, formas internas (llanuras, plataformas rocosas, mesas de billar, etc.). (3) Fragmentación inducida por cizalla, rotura protoclástica (laminación, exfoliación, estructuras radiales, estructuras de descamación, etc.). Basado en Mercier & Vergely (1999). CAD. LAB. XEOL. LAXE 29 (2004) Historia de la morfogénesis granítica 333 1.1. Fracturas y morfogénesis granítica Cuando la erosión de la cubierta sedimentaria o metamórfica pone a las rocas intrusivas en contacto con las aguas subterráneas, estas se hallan en condiciones de meteorizarse. Considerando la baja porosidad de las rocas graníticas frescas o sanas, las fracturas ejercen un claro papel de control de la meteorización, dado que la permeabilidad y la porosidad de la roca aumenta exponencialmente a través de los discontinuidades, si se la compara con el mismo efecto a través de la roca (GUSTAFSON & KRASNY, 1993). En los granitos, como ocurre también en los sistemas cársticos donde las rocas son altamente solubles (GUSTAFSON, 1985), la meteorización de la roca puede ser superficial —y entonces se llamará exocarst granítico—, o interna porque se desarrolla a favor del sistema de discontinuidades —y entonces se llamará endocarst granítico—. Por otra parte, el área superficial de un cuerpo es proporcional al cuadrado de su radio, mientras que el volumen lo es al cubo. Todo esto implica que la superficie interna de un cuerpo granítico —la definida por la estructura— que se encuentra afectada por los procesos de meteorización es mucho mayor que la correspondiente a la superficie externa alterada (habitualmente restringida a la parte superior del cuerpo magmático). Por esta razón, como ocurre en los terrenos cársticos, cabe suponer que la morfología interna de un cuerpo granítico es mayor que la correspondiente a su parte externa. Sin embargo, raramente se ha considerado este dato en la literatura geomorfológica, principalmente focalizada en el estudio de la morfología externa (TWIDALE & VIDAL ROMANÍ, 1994). 1.2. Alteración y formas residuales En condiciones edáficas, dos de entre todos los procesos de alteración (hidrólisis, hidratación, oxidación, etc.) son especialmente importantes. Uno de ellos es el lavado de iones o solubilización y el otro es la fragmentación (descamación) de la roca; este segundo sería el resultado de la expansión y contracción del material como consecuencia de la humectación-desecación experimentada en contacto con el agua (Fig. 3). Ambos efectos requieren la existencia de variaciones periódicas del nivel freático o bien la renovación del agua subterránea que circula a través del sistema de discontinuidades (TRUDGILL, 1986); en cualquier otro caso los procesos de meteorización se inhiben o simplemente no se desarrollan (como ocurre en los fondos marinos profundos o en el caso de lagos influentes o endorreicos). Fig. 3. Descamación por alteración en granitos (Coruña, España). CAD. LAB. XEOL. LAXE 29 (2004) Vidal Romaní & Yepes Temiño334 El principal resultado de la meteorización es la pérdida de la cohesión granular en la roca, permitiendo así la evacuación del detritus friable. La efectividad de la erosión depende no solo de la magnitud de las fuerzas disponibles sino también de la granulometría del detritus liberado en cada caso. Detritus de tamaño grueso, tales como bloques, darán lugar a campos de bloques, pues la elevada energía necesaria para movilizarlos hace que se conserven virtualmente intactos, como por ejemplo las formas marinas tipo shingle beaches (Fig. 4) o las formas continentales tipo compayrés y pedrizas (Fig. 5), que en realidad deberían ser consideradas como formas residuales y no de acumulación (TWIDALE, 1982; PEDRAZA, 1996; VIDAL ROMANÍ & TWIDALE, 1998). Fig. 4. Playa residual o Shingle beach en Touriñán (Coruña, España). Fig. 5. Pedriza o Compayres en Sierra Grande (Córdoba, Argentina). 1.3. Convergencia y herencia en las formas graníticas Que los paisajes graníticos son distintivos y fácilmente reconocibles es, según algunos autores, atribuible a la composición y características físicas de la roca y en particular a su elevada cristalinidad, baja permeabilidad y al desarrollo que presentan los siste- CAD. LAB. XEOL. LAXE 29 (2004) Historia de la morfogénesis granítica 335 mas de fractura, a favor de los cuales se observa una mayor permeabilidad relativa del agua. Otros autores interpretan las características morfológicas comunes a todos los paisajes graníticos como un ejemplo de asociación de formas convergentes, consecuencia del principio de la equifinalidad: distintos tipos de rocas reaccionan de la misma manera ante procesos comunes para al final crear conjuntos similares de formas (MABBUTT 1982; GARNER 1974; OLLIER, 1990; TWIDALE, 1982; 1994; PEDRAZA, 1996; CALAFORRA, 1998, etc.). Este concepto serviría para justificar el limitado número de tipos de formas que son características de los paisajes graníticos (TWIDALE, 1982; VIDAL ROMANÍ & TWIDALE, 1998). Finalmente, un tercer grupo de autores atribuye el carácter peculiar de estos paisajes a la estabilidad del granito cuando está seco y ponen un énfasis especial los frecuente que resultan los casos de formas heredadas en los paisajes graníticos (BREMER & JENNINGS, 1978; BÜDEL, 1977) para explicar que se encuentren el mismo tipo de formas en muy variados entornos morfoclimáticos (VIDAL ROMANI & TWIDALE, 1998). Es el caso de las gnammas o cuencos rocosos (Fig. 6), citados como un ejemplo de formas muy frecuentes, aunque no restringidas, a zonas graníticas (TWIDALE, 1982; VIDAL ROMANI & TWIDALE, 1998). Sin embago, se reconoce de manera generalizada que el desarrollo de estas concavidades en granitos se debe, o al menos está estrechamente relacionada, con la meteorización por el agua. Por tanto, cuando se encuentran concavidades de éste tipo en ambientes áridos (TWIDALE & CORBIN, 1963) se interpretan como formas heredadas de una previa etapa húmeda (TWIDALE, 1982; TWIDALE et al., 1996; VIDAL ROMANÍ et al., 1996; VIDAL ROMANÍ & TWIDALE, 1999). Fig. 6. Gnammas. (a) Gnamma tipo Pan en Sierra Grande (Córdoba, Argentina). (b) Gnamma anular con exutorio en Coruña (Galicia, España). CAD. LAB. XEOL. LAXE 29 (2004) Vidal Romaní & Yepes Temiño336 De manera similar, formas tales como los inselbergs pretriásicos de Úbeda (España), formados bajo un clima tropical húmedo (FERNÁNDEZ, 1978), o la morfología glaciar reconocible en Hallett Cove (Fig. 7) e Inman Valley (South Australia), de edad pérmica (TWIDALE, 1976; TATE, 1886; 1889; HOWCHIN, 1985), demuestran la supervivencia y la herencia de formas desarrolladas en medios climato-morfogenéticos muy distintos al actual. Ambos casos corresponden a formas que primero se desarrollaron en superficie, luego fueron enterradas bajo una cubierta sedimentaria y más tarde fueron exhumadas bajo el clima actual. Sin embargo, la inhumación y posterior exhumación no es necesaria para justificar la supervivencia de las formas. Por ejemplo, en Serra de Gerêz (Portugal) existen superficies glaciadas de edad pleistocena que han permanecido descubiertas e intactas durante miles de años hasta la actualidad (FERNÁNDEZ MOSQUERA et al., 2000), en que el clima de la zona es templado húmedo. De manera semejante, formas de corrosión química (etche forms), desarrolladas sobre granitos en el Norte de Suecia (OLVMO & JOHANSSON, 2001; STROEVEN et al., 2002) y heredadas desde los tiempos mesozoicos, han sobrevivido aparentemente a sucesivas fases de abrasión glaciar pleistocena; incluso, en algún caso se citan formas glaciares en los Dry Valleys de la Antártida que pueden corresponder al Terciario (SCHÄFER et al., 2000). Como se puede ver, los paisajes graníticos habitualmente considerados son conjuntos de formas con diferente edad y muy distinto origen (VIDAL ROMANÍ & TWIDALE, 1999); pero este hecho se complica mucho más si se admite que no es solo en la superficie de la Tierra donde se desarrollan procesos creadores de formas sino que estos ya dan comienzo en ambientes muy distintos, situados en el interior de la litosfera. Fig. 7. Forma de erosión glaciar del tipo estría en media luna (crescentic scour mark) en los Pirineos (España). CAD. LAB. XEOL. LAXE 29 (2004) Historia de la morfogénesis granítica 337 2. ETAPAS DE CONSOLIDACIÓN Y MODOS DE DEFORMACIÓN En efecto, el hecho más característico de las rocas graníticas es que todas se inician como un magma. Durante su emplazamiento éste se va enfriando gradualmente en un proceso que puede demorarse millones de años (CASTRO et al., 1999). A medida que se enfría el cuerpo intrusivo se hace cada vez más rígido, tornándose así susceptible de manera diferenciada a las tensiones y deformaciones que lo afectan durante su emplazamiento, pero también después de éste. De hecho, es posible establecer la secuencia de estructuras y texturas que se desarrollan en este tipo de materiales desde el momento en que se genera un magma y durante todo el proceso de enfriamiento hasta su total consolidación (Tabla 1). En este trabajo solo se considerarán las tres etapas más contrastadas: estado fundido, parcialmente consolidado y rígido. Tabla 1. El linaje de las formas ígneas. CAD. LAB. XEOL. LAXE 29 (2004) Vidal Romaní & Yepes Temiño338 3. ETAPA MAGMÁTICA En ella actúan sobre el material que se halla en estado plástico los dos tipos de tensiones antes mencionadas: tectónica y litostática (ARZI, 1978). Algunas de las características reconocibles en la roca final se desarrollan en esta etapa, como las lineaciones cristalinas, el bandeado mineral, las estructuras fluidales y la estratificación gravitatoria, así como diferentes tipos de orientaciones no directamente visibles en los minerales, como la cristalográfica o la de anisotropía magnética, aún sin influencia en la morfología final (ARANGUREN, 1994; EICHELBERG, 1995; ROMÁN BERDIEL, 1995). Estas características de fábrica permiten determinar la historia del emplazamiento del magma en superficie (rocas efusivas) cuando no lo hace como roca, por ejemplo por erosión después de haberse enfriado y consolidado en profundidad (rocas intrusivas). 3.1. Rocas efusivas La efusión del magma se asocia a formas particulares, muy específicas y estrechamente relacionadas con la reología del material implicado . La estratificación por apilamiento es la característica dominante y se asocian a ella otras formas por caída gravitacional como el cono, la caldera, la colada, los basaltos de plateau o trapp, todas ellas muy características de las rocas volcánicas. Donde el magma interfiere con la capa freática o con niveles freáticos se encuentran los maars, las calderas freatomagmáticas y, en sistemas de rift oceánico, las lavas almohadilladas. Puede argüirse obviamente, que en todos estos casos no se habla de verdaderas formas graníticas, aunque en nuestra opinión así deberían ser consideradas pues forman parte de la misma secuencia genética. De hecho, habitualmente solo se consideran como formas graníticas s.s. las desarrolladas sobre las rocas intrusivas. 3.2. Rocas intrusivas La posibilidad morfológica más habitual surge cuando el magma se enfría y consolida como una roca en profundidad. Durante el prolongado proceso de consolidación del magma por enfriamiento, el estado reológico del material correspondiente varía en cada etapa de enfriamiento, como también lo hace su respuesta a las tensiones sufridas previamente a la exposición en superficie (ARZI, 1978). Tomando como referencia los distintos tipos de texturas y estructuras que se reconocerán más tarde en las propias rocas magmáticas en superficie, se establece a continuación una secuencia evolutiva del magma desde el momento en que éste es generado, ya sea en un borde de colisión o en una zona de punto caliente intraplaca, hasta el momento en que el magma alcanza su plena consolidación por enfriamiento. Interesa aquí lo que ocurre en la última etapa de consolidación del magma. En ella vamos a distinguir dos supuestos diferentes: uno es el que corresponde a la zona más interna del cuerpo magmático intrusivo, donde el magma aún permanece en estado esencialmente fundido (Fig. 8). El otro es el que corresponde a la zona apical de la intrusión o al menos a la parte en contacto directo con la roca encajante, donde el magma ya se ha consolidado totalmente. 3.3. Deformación interna Si la deformación afecta a un material en estado plástico —según ARZI (1978) y CAD. LAB. XEOL. LAXE 29 (2004) Historia de la morfogénesis granítica 339 Fig. 9. Fracturación hidráulica en granitos de A Coruña (Galicia, España). Leyenda: (a) granitos, (b) diques. Fig. 10. Sill sin borde de enfriamiento en granodiorita (Andringitra, Madagascar). VIDAL ROMANÍ (1990) en esta etapa no se hallaría consolidado mas del 35% del magma—, una eventual compresión (Fig. 9) causaría la fractura hidráulica de la envuelta rocosa externa de la intrusión (WATERS & KRAUSKOPF, 1941; MARRE, 1986; MEHNERT, 1971). Las fisuras formadas se rellenarían inmediatamente por el fundido magmático, que se consolidaría en su interior dando lugar a los sills (Fig. 10), con o sin borde de enfriamiento o como brechas magmáticas, si hubiera una tectonización posterior al relleno (MEHNERT, 1971). Sin embargo, la textura masiva de la roca correspondiente al cuerpo intrusivo una vez consolidado, se demuestra como la menos influyente en la definición de las formas posteriores (cfr. n. 5), pues da lugar a formas no diferenciadas: las llanuras, las plataformas rocosas y las mesas de billar, entre otras. CAD. LAB. XEOL. LAXE 29 (2004) Vidal Romaní & Yepes Temiño346 5.1. Exposición de las formas Las formas latentes o impresas se hacen evidentes en el momento en que las condiciones de espacio se lo permiten. Generalmente, esto sucede por la apertura de algunas o todas las características texturales, estructurales o de fábrica antes mencionadas. El mecanismo de exposición será esencialmente la erosión desencadenada por los procesos eustáticos, isostático-epirogénicos, o tectónicos (ya sean solos o combinados), que son los que ponen la roca en superficie. Las formas liberadas son el resultado de la alteración edáfica del macizo rocoso por la acción de las aguas subterráneas, lo que pone de manifiesto las diferencias estructurales marcadas en el macizo rocoso en las anteriores etapas (magmática, protoclástica y elástica). El resultado es la generación de una serie de formas cuyas características tienen una fuerte dependencia de los rasgos estructurales impresos en la roca. Aquí se distinguen dos categorías de formas, según su posición con respecto al macizo: internas y externas (Tabla 2). 5.1.1. Formas internas En los trabajos tradicionales se describen normalmente sólo las formas que se desarrollan en las superficies de los macizos rocosos, mientras que aquellas que se desarrollan por debajo de la superficie no son consideradas o tenidas en cuenta (VIDAL ROMANI, 1998; VAQUEIRO, 2003). Esto se debe a que, en los macizos graníticos, si se los compara con los de rocas solubles, las cavidades están mucho menos desarrolladas, aunque existen referencias notables de cuevas y aun dolinas desarrolladas en rocas ácidas como en las areniscas de la Formación Roraima en Venezuela (SEKINO, 1989) o en las sienitas del Macizo de Andringitra en Madagascar (PETIT, 1971). El término pseudokarst se ha aplicado a estas características desarrolladas sobre granitos o rocas ácidas cuya disolución imita a la de rocas solubles (p.e., rocas carbonatadas). Aunque todas las cuevas en granitos están relacionadas con la estructura se pueden distinguir tres tipos de ellas con diferentes orígenes y distintas historias (Tabla 2). Fig. 18. Anillos de Lisegang en alteración de granitos en Pereiro de Aguiar (Ourense, España). CAD. LAB. XEOL. LAXE 29 (2004) Historia de la morfogénesis granítica 347 a).- Cuevas asociadas a fracturas que forman grandes planos a través de los cuales es fácil la circulación del agua. La meteorización se produce esencialmente por lavado de iones lo que conduce a una ulterior ampliación de la cavidad. b).- Cuevas asociadas a campos de bloques residuales o de origen protoclástico. En este caso las fracciones más finas del regolito granítico, si alguna vez ha existido este, han sido lavadas y arrastradas dejando atrás la fracción mas gruesa, bloques y cantos, in situ. Los huecos entre los residuales pueden estar en algunos puntos conectados, dando lugar a sistemas de huecos (cavidades) irregulares. c).- El tafone es el tercer tipo de cavidad y está ligado al estadio elástico de la evolución del macizo, aunque formas similares también se atribuyen a medios epigénicos (TWIDALE, 2002). El término tafone se refiere a una caverna o hueco desarrollada en el interior de un bloque delimitado por discontinuidades (Fig. 19). La pared interna de la cavidad puede estar recubierta de alveolos (estructura en panal), por protuberancias mamelonares (relieve convexo) o por concavidades tipo gubiazo (relieve cóncavo). 5.1.2. Formas externas Las formas endógenas externas (Tabla 2) son las que primero aparecen, al ser la parte apical del macizo la primera que emerge. El proceso por el que se manifiestan es consecuencia de la corrosión química subedáfica (etching) o de la expansión física de la roca según sus discontinuidades, por ejemplo por hidratación una vez que se sitúa en la parte externa de la tierra (VIDAL ROMANÍ & TWIDALE, 1998). En esta categoría Fig. 19. Formas de desagregación en el interior de un tafone. (a) Estructura en panal en la Costa Brava (Girona, España). (b) Formas mamelonares en Kangaroo Island (South Australia). (c) Gubiazos o scallops en The Granites (Western Australia). CAD. LAB. XEOL. LAXE 29 (2004) Vidal Romaní & Yepes Temiño348 de formas se incluyen varios tipos de formas lineales (VIDAL ROMANÍ, 1998) tales como los rebordes rocosos (rock levées), formados por alteración diferencial de la roca en zonas de contraste textural entre el encajante y el material filoniano, dando lugar a diques o paredes, galiñeiros, nerviaciones, fisuras y otras formas similares (Fig. 20). Posteriormente, cuando el proceso de eliminación del regolito ha terminado, tiene lugar la aparición de formas tridimensionales (VIDAL ROMANÍ & TWIDALE, 1998) como los distintos tipos de inselbergs: formas acastilladas, torres, domos (bornhardt) y mazorcas (nubbin), todas ellas se producen por la explotación de la meteorización de la roca según los sistemas de diaclasas. Otras formas de menor tamaño correspondientes a esta etapa son las roturas poligonales o cortezas de pan (Fig. 21) — con patrones regulares rectangulares, pentagonales, radiales, etc. (VIDAL ROMANÍ, 1990)— y algunas formas planares tales como la exfoliación, laminación, disyunción en hojas de cebolla, pseudoestratificación, etc. Todas ellas se encuentran asociadas con los caos de bloques y campos de bloques de origen protoclástico (pedriza), así como las pilas (gnammas, vasques o basins) de origen tectónico por deformación elástica (Tabla 2). Todas estas formas son endógenas y se derivan de los procesos de tensión-deformación desarrollados en las etapas protoclástica y elástica en la evolución del macizo. (VIDAL ROMANÍ & TWIDALE, 1998). Fig. 20. Rill con levées rocosos en el Paso de las Piedras (Córdoba, Argentina). CAD. LAB. XEOL. LAXE 29 (2004) Historia de la morfogénesis granítica 349 5.2. Formas epigénicas Durante esta misma etapa de la exposición del macizo tiene lugar la generación de otro tipo de formas, las llamadas formas primarias exógenas o epigénicas. Estas morfologías presentan dos líneas principales de evolución: la primera es la llamada de corrosión química (etching) de la roca bajo el suelo, que eventualmente (TWIDALE, 1982) puede prolongarse subaéreamente guiada por los procesos externos (Tabla 2). La segunda línea evolutiva tiene lugar exclusivamente en la superficie de la tierra y es guiada por procesos exclusivamente subaéreos tales como los eólicos, glaciares, marinos, periglaciares, fluviales, o de vertiente. 5.3. Formas de corrosión química o grabadas Las formas exógenas del primer tipo resultan en su totalidad de la alteración de la roca debajo de un suelo. El carácter genéricamente isótropo de las rocas magmáticas da lugar a este particular tipo de formas llamadas de corrosión química o grabadas (Tabla 2). Uno de los mejores ejemplos que existen son las llanuras de corrosión química o grabadas (VIDAL ROMANÍ & TWIDALE, 1998). Las mesas de billar y plataformas rocosas son sus equivalentes de menores dimensiones (Fig. 22). Asociadas a ellas aparecen otras formas convexas que son verdaderamente formas residuales sin relación con la estructura (Fig. 23), como los Fig. 21. Roturas poligonales o cortezas de pan (Serra da Estrela, Portugal). CAD. LAB. XEOL. LAXE 29 (2004) Vidal Romaní & Yepes Temiño350 Fig. 22. Mesas de billar o plataformas rocosas Córdoba (Argentina). llamados inselbergs de bolsillo (inselbergs de poche de BIROT, 1958) y las pequeñas colinas cónicas encontradas en los Gawler Ranges (South Australia), en las Tierras Altas de edad jurásica de la Sierra Grande (Cordoba, Argentina) y en Amparihimena, en el Macizo de Andringitra (Madagascar) (VIDAL ROMANÍ et al., 1997; TWIDALE & VIDAL ROMANÍ, 2003). Tales formas son típicamente de origen grabado o de corrosión química y por tanto caracterizan a los paisajes estables. Fig. 23. Inselberg de bolsillo, coolie hut o colina residual en Córdoba (Argentina). CAD. LAB. XEOL. LAXE 29 (2004) Historia de la morfogénesis granítica 351 5.4. Formas exógenas En este grupo se incluyen las morfologías que resultan del desarrollo de los procesos geodinámicos externos. Representan la segunda línea genética de las formas epigénicas que antes hemos señalado. Son mucho mas reducidas en número y en tipología que todas las que hemos visto hasta el momento. Esencialmente, son tres los agentes responsables de las formas exógenas: agua, aire y hielo. Un ejemplo muy característico es la estría en media luna (crescentic scour mark y Sichelwannen) producida por la presión de los bloques situados en la base de una lengua glaciar contra el fondo rocoso del valle (SUGDEN & JOHN, 1976; DREWRY, 1986). Esta forma es generada en un proceso de concentración de cargas como el postulado para la etapa elástica, aunque en una situación más somera, al generarse por debajo de la capa de hielo de un glaciar en movimiento. En las Figuras 24 y 25 se presenta una síntesis de las más frecuentes formas exógenas, muchas de las cuales son comunes aunque no exclusivas de los paisajes graníticos, pudiéndose encontrar sobre cualquier tipo de roca compacta y masiva. 5.5. Formas secundarias exógenas y endógenas En una etapa final, cualquiera de los dos grandes tipos de formas definidos previamente (primarias endógenas —bien sean externas o internas— y primarias exógenas) pueden evolucionar, por degradación, bajo la acción continuada de los agentes externos hasta dar lugar a las llamadas formas secundarias, llegándose hasta la total destrucción Fig. 24. Formas en “A” o rock blister o pop ups en la península de Eyre (South Australia). CAD. LAB. XEOL. LAXE 29 (2004) Vidal Romaní & Yepes Temiño352 de la forma si persiste la acción de los agentes externos. Sin embargo, muchos autores han entendido las diferentes etapas en la degradación de las formas (TWIDALE, 1982; VIDAL ROMANÍ & TWIDALE, 1998) como formas diferentes, cuando en realidad son etapas sucesivas en la destrucción/transformación de la forma correspondiente (Tabla 3). Considérese, por ejemplo una forma común en el paisaje granítico: la gnamma o vasque. En ella la morfología de la concavidad varía a lo largo del tiempo. Sus dos tipos, pit (fondo cóncavo) y pan (fondo plano), pueden presentarse con todas sus características conservadas o destruidas (Fig. 27) en mayor o menor grado (formas en sillón, rosquillas rocosas, fuentes, etc.). Lo mismo ocurre con otra forma frecuente en los paisajes graníticos: el tafone, que recibe diferentes nombres, según el grado de evolución de la cavidad (tafone incipiente con desarrollo Fig. 25. Meandros en sienitas (Andringitra, Madagascar). Tabla 3. Formas exógenas secundarias y algunos de sus estadios degradativos más frecuentes antes de su destrucción total por la continua acción de los agentes externos. CAD. LAB. XEOL. LAXE 29 (2004) Historia de la morfogénesis granítica 353 Fig. 26. Diferentes tipos de tafone por su morfología final. (a) Tafone-pared en Córdoba (Argentina). (b) Bloque-baldaquino o Bloque-visera en Córdoba (Argentina). (c) Tafone-ventana en Córdoba (Argentina). de estructura en panal y tafone con gubiazos) ó según la localización del plano de desarrollo del tafone (tafone bloque, tafone lateral, tafone laja), o según el grado de destrucción del bloque (Fig. 26) donde se desarrolla (tafone, alcoba, abrigo, visor, caparazón de tortuga). Sin embargo, los tipos morfológicos antes enumerados sólo son reflejo de las distintas etapas observadas en la degradación de dos formas y no se justifica “per se” una diferente nomenclatura (Fig. 28). 6. CUANTIFICACIÓN DE LA EVOLUCIÓN MORFOLÓGICA DE LAS FORMAS Las formas primarias (endógenas y exógenas) que se han descrito en este trabajo, evolucionan morfológicamente como resultado de la degradación epigénica que sufren una vez expuestas en la superficie de la Tierra convirtiéndose en formas secundarias. La cuantificación de la velocidad a la que se realizan estos procesos de degradación de las formas primarias en formas secundarias puede permitir asignar una edad de exposición subaérea a una superficie según cual sea la situación de las formas desarrolladas sobre ella. Hay dos vías diferentes para determinar la edad de una forma según que este dato sea absoluto o relativo. La edad absoluta puede determinarse por la datación de la superficie erosiva mediante isótopos cosmogénicos (cfr. n. 6.1). La edad relativa se deduce de aquellos casos en los que se haya producido la fosilización de una superficie o forma por sedimentos de edad conocida o cuando se data la propia superficie por su altura sobre el nivel de base local o regional. Finalmente, y este es el procedimiento elegido en el presente trabajo, se puede establecer la edad de una superficie por el grado de CAD. LAB. XEOL. LAXE 29 (2004) Vidal Romaní & Yepes Temiño354 evolución de las formas desarrolladas sobre ella, a partir de su análisis dimensional (VIDAL ROMANÍ, 1984; UÑA ÁLVAREZ, 1997; UÑA ÁLVAREZ & VIDAL ROMANÍ, 2000). 6.1. Datación isotópica de las formas Una primera aproximación cuantitativa para determinar la edad de una forma o de la superficie a la que se asocia se realiza mediante el análisis de los nucleidos cosmogénicos (FERNÁNDEZ MOSQUERA et al., 2000), hasta ahora el método mas fiable para datar superficies o formas erosivas, siendo la edad deducida tanto más exacta cuanto más rápido haya sido el acontecimiento erosivo que originó la forma. En este sentido, las zonas glaciadas proporcionan una excelente referencia para establecer una base temporal Fig. 27. Diferentes tipos de gnamma por su morfología final. (a) Gnamma en sillón en la Serra do Xistral (Lugo, España). (b) Rock doughnut (Córdoba, Argentina). (c) Plato (Gêrez, Portugal). Fig. 28. Etapas en la evolución de un tafone. Leyenda: (I) Bloque, (II) Bloque-tafone, (III) Tafone-panal, (IV) Tafone-ventana, (V) Bloquevisera con tafone. CAD. LAB. XEOL. LAXE 29 (2004) Historia de la morfogénesis granítica 355 en la evolución de las formas graníticas ya que los nucleidos cosmogénicos permiten calcular la edad de las formas graníticas erosivas implicadas (FERNÁNDEZ MOSQUERA et al., 2000). Tomando como ejemplo un paisaje glaciado pleistoceno como el de la Serra do Gerêz (Norte de Portugal), se puede constatar que las gnammas se hayan totalmente ausentes de las zonas afectadas por la erosión glaciar (VIDAL ROMANI et al., 1990) aunque es posible observar gnammas en diferentes estado de degradación en las zonas inmediatas al límite del máximo avance glaciar. La edad inferida para la superficie de pulido glaciar por nucleidos cosmogénicos (FERNÁNDEZ MOSQUERA et al., 2000) indica que la superficie no glaciada tiene una antigüedad al menos superior a los 200,000 años B.P. siendo por tanto esa misma edad la mínima que podemos asignar a las formas conservadas, en nuestro caso gnammas. Sin embargo, la datación de formas erosivas presenta grandes dificultades cuando no ha sido uno solo el evento erosivo que ha definido la forma claramente, dándose entonces el caso de que la edad geomorfológica (muchas veces inferida por criterios relativos) es muy diferente de la edad absoluta definida por nucleidos cosmogénicos (BIERMAN & TURNER, 1995). En estos casos ocurre que la acumulación de nucleidos cosmogénicos está limitada por la tasa de erosión de la superficie, pudiendo ocurrir además que se alcance el límite de acumulación (para el caso de los nucleidos cosmogénicos radioactivos) cuando la superficie es muy antigua y la tasa de erosión muy baja (LAL, 1990). La cuantificación de la tasa de degradación de una superficie erosiva, usando dos nucleidos cosmogénicos (p.e., 21Ne y 10Be) ofrece buenos resultados pues combina un cosmogénico como el 21Ne, producido por espalación (en superficie), con el 10Be producido por espalación más captura muogénica. La acumulación de 21Ne está solo limitada por la erosión de la superficie y comienza a producirse una vez que aquella queda al descubierto. Con una tasa de erosión baja el valor obtenido es muy cercano a la edad del evento erosivo que definió la superficie. Por su parte, el isótopo 10Be es el más aconsejable de entre todos los isótopos radioactivos existentes, cuando se están datando procesos erosivos prolongados en el tiempo, debido a su mayor vida media. 6.2. Análisis morfométrico La otra vía de datación de formas y procesos sería la que se apoyaría en la cuantificación de la degradación de una forma a partir de su análisis dimensional. En efecto, se pueden relacionar estadísticamente las dimensiones de la forma (VIDAL ROMANÍ, 1984; UÑA ÁLVAREZ, 1997; UÑA ÁLVAREZ & VIDAL ROMANÍ, 2000), por ejemplo en el caso de una gnamma: área, longitud, anchura y profundidad de la misma; o alternativamente, la evolución de sus características morfológicas: sección y planta de la forma, forma del fondo, características del canal de salida, paredes sobre excavadas y erosión de las paredes. A partir de estos datos (Fig. 29), es posible obtener una edad relativa para la superficie sobre la que aparecen gnammas en distinto grado de evolución (UÑA ÁLVAREZ & VIDAL ROMANÍ, 2000; UÑA ÁLVAREZ, 1998; 1999). Por otra parte, la evolución de la forma tipo gnamma ya ha sido descrita suficientemente (TWIDALE & CORBIN, 1963), habiéndose caracterizado sus tres etapas: (1) aumento del tamaño de la conca-