Evolución geomorfológica de la superficie de erosión R1000 en los Llanos de Castro Caldelas (Ourense)

Estudios Geol., 58: 179-188 (2002) EVOLUCION GEOMORFOLOGICA DE LA SUPERFICIE DE EROSION R 1000 EN LOS LLANOS DE CASTRO CALDELAS (OURENSE) J. Yepes Temiño*, J. R. Vidal Romaní** RESUMEN Se presenta el análisis morfológico de un sector del replano RIOOO' El sector escogido está colgado por encima de la red fluvial actual. Este hecho permite atribuir a los cursos que drenan el replano un carácter semi funcional. Se han identificado once niveles de terrazas erosivas, que corresponden al desmantelamiento del replano inicial. La geometría de la red permite suponer que la organización actual se alcanzó mediante sucesivas capturas. Por otra parte, se han distinguido dos trazados de la red (centrípeta y en bayoneta); la red centrípeta define una superficie hueca y la red en bayoneta una superficie en rampas escalonadas. Se propone que ambas morfologías corresponderían a diferentes estadios de un mismo proceso: el vaciado del RIOOO' Por último, se propone la hipótesis de un descabalamiento tectónico del R goo para el origen de los Llanos. Palabras clave: Geomorfología del Macizo Galaico, Evolución de la redfuvial, Neotectónica. ABSTRACT We present the morphological analysis of a sector of the R IOOO replane. The sector chosen is hanging above the current fluvial network. This fact allows us to attribute a semi-functional character to the courses which drain the replane. Eleven levels of erosive terraces have been identified, which correspond to the degradation of the initial replane. The geometry of the network allows us to suppose that the current organisation was reached by means of successive captures. On the other hand, two layouts of the network have been distinguished (centripetal and in bayonet). The centripetal network defines a hollow surface and the bayonet network a surface in stepped inclines. We propose that both morphologies correspond to different stages of a same process: the hollowing out of the RIOOO' Lastly we propose the hypothesis of a tectonic pattem of the R goo for the origin of the Llanos. Key words: Geomorphology ofGalician Massif, Fluvial net evolution, Neotectonic. Introducción Tradicionalmente se ha supuesto que Galicia ha sido afectada por una tectónica de bloques durante la Orogenia Alpina (Pedraza, 1994; HernándezPacheco, 1949; Villas ante y Pedraza, 1984; PérezAlberti, 1993; Vergnolle, 1990). Según esta hipótesis, los numerosos replanos se asimilarían a bloques descabalados a partir de una o dos superficies de erosión. Para establecer la secuencia de arrasamientos habría que caracterizar los bloques y correlacionarlos entre sí, lo que resulta difícil al no disponer de dataciones. * Canton Pequeño 9-12, 3.º D, 15003 A Coruña Para verificar la hipótesis, Pagés (1996) empezó a estudiar algunos aplanamientos gallegos, cuyos límites netos permitían considerarlos como sistemas morfogenéticos relativamente aislados. En el presente trabajo se recogen los resultados obtenidos en el estudio de los Llanos de Castro Caldelas (fig. 1), que podría considerarse un sistema aislado, al menos a partir de las cotas más bajas que señalan sus bordes (Alto do Rodicio, 950 m; Alto de Cerdeira, 940 m, e interfluvio Mao-Edo, 800 m). De esta forma las irregularidades topográficas de los Llanos podrían interpretarse como vestigios del desmantelamiento que sufrió el R 1000 a partir de su individualización. ** Instituto de Geología Isidro Parga Pondal, Universidade da Coruña, 15071 A Coruña 1 80 se ML Ou 'Pf XL B \ \ , 2 3 9 -10 11 Ou 12 Fig. l .- Localización de la reglón estudiada. Se indican esquemátic amente los replanos idenlirlC3dos. Le yenda; (1) Re., (JOO. 500 m). (2 ) R~ ( 500-600 m) . (3) Rt.oo (600-700 m). (4) R II(lD (700-900 m). (5 ) R ,OOO (700-1.000 m) . (6) R ,n¡ (1.100-1.300 m). (7) R ,.ooD (1 .300-1.500 m ). (8) R. _ (1 .400-1. 700 ru ). (9 ) Crestas de degradll('ión nu\ 'ial. Rl'lic\'es estructurales. (10) Depósilos ¡erclano-cuaternarios. (11) Cur~o nuvia!. ( 12 ) Poblnci6n: ( 8) Braga. ( MLl Monfone de urnas. (Ou) OuR'nse. (P) PoofcrTada, (Se) Santiago de Compostela. (XL) Xinzo da Li mia. J. YEPES TEMIÑO. J. R. V IDAL ROMANI Tabla 1 .- -- ., \" , in !les de superncies terraza idenlmcados en los Llanos de Caslro Caldelas. uyenda: (S E) superficie de erostóD¡ (N) altura de los relazos bien conservados: ( HM·Hm ) ahura mbima ~ mínima de las lerr.u.as: (T) nhel de la I('Traza SE N ¡IL\1· Hm J T R , ~ 1. 400-1 .300 T .. 1. JOO...I .250 T ,~ R ,,,,, 1.220-1.200 T" 1.200-1.1 00 TIl{G ,) 1.080 1. 080-1 . 020 TI ~ 1.040 1.040-980 T" I.()()() 1.000 - 960 T, " 96() 960 - 920 T, 940 940-920 T. R I OOI I 920 920-900 T, 900 900-880 T. 880 880 - 860 T. 86() 860-.40 T, 800 820 ·780 T, 76() 76Q.740 T, 700 720-680 T, Los Llanos de Castro Caldclas (tig. 2) se silúan al E de Ourense y definen un aplanamiento en lomo a los 1.000 m (800-1050 m). con una eXlensión semejante a un triángulo con un vértice al S. Sus límiles son nelos: por el W. el escarpe de la falla de Maceda (300-400 m); por el S. el encajamienlo del río Návea (300-600 m) y la S.- do Burgo ( 1. 292 m ); y por el N. el encajamienlo del río Sil por el N (550-700 m). En cuanlo a la red nuvial casi lodo el repta no drena al Si l a través de los ríos Mao y Edo; excepto el arroyo Cabanas y el arroyo Tioira; dos arroyos marginales y poco significalivos. Descripción del área es tudiada Los Llanos de Caslro Ca ld elas se desarrollan principalmeme sobre la Zona de GaJicia Tras Os Mames (Barrera Morate er al .• 1989), exce pt o en el lercio E. que lo hace sobre el Dominio del Amiclinono del Olla de Sapo. La litología dominanle es granítica, disLinguiéndose un gran it o sincinemático (granito pernluoúnico de dos micas) y un granitoide caJcoaJcalino precoz. (granito y grnnodiorita biotÍlico con megacnstaJes de feldespato potásico orienla· do s NW-SE). Tan sólo en el extremo SW de la superficie aflora un onogneis glandular prehercínica. y cuarcitas, areniscas y pizarras de la Unidad M on tes del Invemadoiro. El Dominio del Anticlinorio del 0110 de Sapo está represe nl ado por el Prec ám bri co 0110 de Sapo (gneis EVOLUCION GEOMORFOLOJICA DE LA SUPER AClE DE EROSION Rlro:! EN LOS llANOS DE CASTRO CALDELAS 181 2 3 .• ,., 11 . Ou 12 N A Fosa de Macada o 5 10km Hg. 2.-Esqucm3 topográfico de la superficie de cro:>ión RIlO) en los Llanos de Castro Caldelas. Leyenda: (1) 0-700 m: (2) 700-800 m: (3) 800-850 m: (4) S50-900 m: (5) 9IXl-950 m: (6) 95(}-1.CX)) m: (7) 1.000001.lOO m: (8) 1.100-1.200 m: (9) 1.200-1.300 m: (10) 1.300-1.618 m: ( 11 ) rio: (12) población: (Ce) C:l-~Iro Caldelas: CM) MonlOOcrrarno; (S) Sas de Pendas. glandular con crislales de feldespat o, cuarcitas feldespáticos y esquistos) y la Capa de los Montes (piza rr as g ri ses con intercalaciones graníticas) de edad Ordovícico inferio r. Los depósitos cenozoicos son escasos. peliculares y su int erpretación. di spa r. Los Ll anos de Castro Caldelas han sido analizados en diferenles ocasiones. con inlerpretaciones dispares. Hemández-Pacheco (1949) justifica la elaboración de la supe rfi cie por la sucesión de movimientos epirogénicos desde el Mioceno e identifica los Llanos con la Penillanura Inf erior (PI); que supone inclinada hacia el N y afectada por fallas posthercínicas (NNW-SSE y NE-SW) que la habrían desnivelado respecto a la Penillanura de Cumbres y la Penillanura Baja. Para Birot y Solé ( 19 54) los Llanos cons ti tuyen un bloque de la Superficie de Chantada. levantado y basculado al NE: en el que destacan unos residuales alargados en dirección NW-SE (S.~ da Móa, 1234 m), que suponen relieves apalachiano s. Pérez-Alberti (1993) considera los Llanos como un solo aplanamicnlo (NA1(X)()), en el que no se incluiría la S. I do Burgo. Por aIra part e. Villasante y Pedraza (1984) cartografían tres niveles de una misma superficie (SI); sobre el más extenso y mejor conservado (Escalón superior, N1) identifican siete residllales irregulares, un retazo del Nivel de Cu mbres (N 1) en Monte Meda (\.323 m) y otro de l Escalón Inferior (N)) en A Teixeira. Por último. Vergnolle (1990) id entifica dos niveles limitados a la s zonas bien conservadas. Así, define la S7QO..SOO en Sas de Penelas y Castro Caldelas y la S900-1ooo junto a la falla de Maceda. Resultados En los Ll anos de Cast ro Ca ld elas Yepes (1998) ha distinguido tres superficies (R I200, R 1000 Y R 800 ) Y 16 niveles de terrazas erosivas (fig. 3; tabla 1); de las tres superficies. la más extensa sería el replano R 1OOO , mientras que en las otras dos supc rfi cies sc han distinguido varios retazos -Monte Meda (\.321 m) y S. l do Burgo (\.292 m) en el caso del RI:!oo y el entorno de A Teixeira y de Parada do Sil en el caso del repl ano R soo , que se interpretan como una secuencia de terraza erosiva del río Si l. 182 La red de drenaje en la cuenca del río Mao El río Mao sólo tiene afluentes en su margen izquierda (Perocanes, Reconco, Covas y Alavenche). El trazado de cabecera en los cursos afluentes es paralelo a la falla de Maceda (NNW-SSE). Posteriormente, describen un giro progresivo hacia el NE y confluyen con el Mao en torno al Embalse da Edrada, confiriendo a la red cierta geometría centrípeta. Este giro viene señalado por la cota 960 m en los Llanos del Alto do Rodicio. El trazado del río Mao es más complicado. La cabecera se desarrolla aguas arriba del R 1000 Y presenta tres tramos separados por codos bruscos. El primer tramo es paralelo al río Návea (SW-NE) y llega hasta Mogaínza, donde se acoda hacia el NW y se encaja entorno a la cota 1.200 m. En el segundo tramo, el Mao describe un giro progresivo hacia el E, para terminar con una dirección NNE; este giro viene señalado en Gabín (1.000 m). El tercer tramo (A Cabeciña, 977 m-Montederramo) comenzaría con una inversión del sentido del curso, que pasa a ser SW. A partir de Montederramo el Mao entra de pleno en el R 1000' distinguiéndose cuatro tramos más con direcciones SE-NW y SW-NE, alternativamente. En todos los casos el engarce de los tramos se realiza mediante codos bruscos. El cuarto tramo (SE-NW) se desarrolla entre Montederramo y Monte Cabozo (977 m); en este tramo el vestigio más antiguo del encajamiento es el Alto da Armada (1.040 m), aunque hasta la cota 980 m no estaría claramente definido. El quinto tramo (SW-NE) se desarrolla entre Monte Cabozo y Ferrón, el sexto (SE-NW) entre Ferrón y Vilariño Frío, y el séptimo (SW-NE) entre Vilariño Frío y Barxacova, ya fuera del R 1000' Los acodamientos del curso se realizan a alturas progresivamente más bajas: 940-920 m, entre el cuarto y quinto tramo; 920-900, entre el quinto y sexto; y 900-880 entre el sexto y séptimo. Por último, se distinguiría un octavo tramo dentro del Cañón del Sil, con una dirección NNW; éste viene individualizado por el encajamiento del Mao en el Monte Itede (540 m). En cuanto al encajamiento del Mao, se observa una variación significativa en el grado de incisión según el tramo del curso fluvial. En el tramo que recorre sobre el R lOoo el encajamiento máximo varía entre 140 y 60 m, mientras que en los tramos inicial y final la incisión del encajamiento aumenta sensiblemente: 200-100 m en la cabecera y 140580 m en la zona de confluencia con el río Sil. Todo esto parece indicar que la red gira progresivamente de una dirección inicial NNW-SSE a otra final SENW, y que este giro está relaccionado con un proceso de capturas inducidas por el encajamiento del río Sil. J. YEPES TEMIÑO, J. R. VIDAL ROMANI La red de drenaje en la cuenca del río Edo La cuenca del río Edo ocupa los sectores central y oriental de los Llanos. En el sector E la red afluente está formada por tres cursos (Castoi, Ferreiros y Penelas) que convergen en las inmediaciones de Castro Caldelas, justo antes de abandonar el R 1000; este hecho confiere a la red cierto aspecto centrípeto. En el río Edo se distinguen cuatro tramos: el primero alcanza hasta la confluencia del arroyo Castoi (686 m) y se encaja al pie de la S.ª do Burgo con un trazado paralelo al escarpe (SWNE); el segundo constituye el colector de salida del R 1000 Y drena hacia el NNW; el tercero y cuarto tramo se desarrollan íntegramente dentro del encajamiento del Sil. En el sector E la red está más encajada que en el sector W; y muestra un giro progresivo de su dirección, que pasaría de NE-SW a NW-SE. Este giro se observa en torno a Sas de Penelas (interfluvio Castoi-Penelas, 830 m) y sería equiparable al giro definido por los afluentes del río Mao. El sector central de los Llanos está drenado por la cuenca del Vaus, que confluye al Edo fuera del RlOoo, Su geometría en bayoneta señala una tendencia general SW-NE, interrumpida por tramos de dirección SE-NW. En el arroyo Vaus se distinguen tres tramos: el primero (SW-NE) al pie de la S.ª do Burgo y paralelo al ecarpe; el segundo (SE-NW) entre A Medorra y El Carballal (947 m); y el tercero (SW-NE) que llega hasta A Teixeira, donde confluye en T con el río Edo. Los dos primeros codos vienen señalados a una altura similar en todos los cursos de la red (880-860 m); mientras que el tercer tramo correspondería a las confluencias AlenzaVaus y Vaus-Edo. La primera vendría señalada por el encajamiento en el nivel T 3 (820-780 m) y la segunda por el desmantelamiento de la terraza de Pombar (420-400 m). La red de drenaje en las cuencas de los ríos Tioira y Cabanas Las cuencas de estos cursos son pequeñas, pero aportan datos relevantes para estimar el momento en que los Llanos de Castro Caldelas se individualizaron. El arroyo Tioira se encaja paralelo al escarpe de la Fosa de Maceda, entre los niveles T ll y T9• Por debajo del T 9 se habría acodado hacia el SW, desconectándose de la cuenca del Mao. En cuanto al arroyo Cabanas, desconectaría de la cuenca del Edo al encajarse en el nivel T Il (1.040-980 m); quedando definido su trazado actual en el nivel T 9 (960-920 m). Conviene apuntar que estas desconexiones señalan la misma altura que los codos descritos en la red EVOLUCION GEOMORFOLOGICA DE LA SUPERFICIE DE EROS ION R lOOO EN LOS LLANOS DE CASTRO CALDELAS 183 del Mao; lo que sugiere un proceso de encajamientos y capturas sincrónico para todo el RlOoo. Replanos y relieves residuales en el Sector W del R JOoo La topografía de los Llanos de Castro Caldelas es desigual y, exceptuando el sector septentrional, los relieves de mayor altura se sitúan en sus bordes; a excepción del borde N. En esta idea, apuntada por Hernández-Pacheco (1949), se basaron Birot y Solé (1954) para suponer un basculamiento de la superficie hacia el NE. Sin embargo, el descenso escalonado y desigual de la topografía, más bien parece asociarse al desmantelamiento de los Llanos por el encajamiento de la red fluvial. En la cartografía realizada, se han distinguido 16 replanos en un desnivel de 700 m. La distribución altitudinal de los replanos sugiere un modelo de erosión tipo rampa, donde los niveles corresponderían a terrazas erosivas, parcialmente desmanteladas, que se escalonan definiendo cotas progresivamente más bajas hacia los extremos de la superficie, confiriendo así a los bordes del replano un aspecto suavemente degradado, similar al de un glacis. En la cuenca del río Mao se han observado cinco características significativas: el paso del R1200 (T 14) al RlOoo (T 11 ) se realiza mediante un glacis-rampa (T 13) Y viene señalado por un acodamiento fluvial; la geometría de las terrazas T 11 a T 9 sugiere una paleodirección SE-NW, al menos en el sector de cabecera; el nivel T 9 está definido por un extenso aplanamiento sobre el que viene señalada la captura generalizada de la red hacia el NE, tendencia mantenida hasta el presente; el desarrollo de terrazas escalonadas dentro del encajamiento, como la del T5 en Vilariño Frío, apoyaría la idea de un proceso continuo y prolongado, con períodos de anche amiento del cauce alternando con otros de incisión lineal; y por último, el lugar en el que desagua el río Mao fuera del R IOOO ' ya vendría definido en el nivel T 5. Replanos y relieves residuales en el Sector Central delR JOoo En este sector se desarrollan claramente tres niveles (Ts, T6 y T4) que se escalonan sucesivamente hacia el E. El encajamiento en el T 6 señalaría la desconexión total del río Edo respecto al río Mao; sobre este nivel existen evidencias de una red en dirección NE, paralela al escarpe de la S.ª do Burgo. Con posterioridad, esta red se acodaría hacia el NW en varios puntos (A Medorra y Pesqueiras), en tomo a la cota 870 m, lo que sugiere un carácter sincrónico del evento. El encajamiento en el T 4 marcaría la captura de la cabecera del río Edo por la cuenca del Vaus. A continuación se habría desarrollado el nivel T 3, cuya geometría sugiere una red en dirección NNW. La red actual quedaría definida con el encajamiento de la confluencia Vaus-Alenza en el T 3. El tramo del río Edo que no fue capturado por el arroyo Vaus, habría desmantelado el T 6, del que se han preservado escasos retazos sobre el T 5, por debajo, aparece un nivel general (T 4) en el que se habría vuelto a encajar el Edo, desarrollando pequeñas terrazas (T 3 Y T 2). En el borde N de este sector, los replanos forman rampas que se escalonan hacia el encajamiento del río Sil. Esta sucesión no siempre se puede justificar por una incisión del río Vaus o del río Mao, y más bien parece estar relaccionada con el encajamiento del río Sil. En el borde S de este sector, los replanos R1200 y RlOoo están articulados por un escarpe abrupto que salva 200-300 m; en el cual los únicos elementos intermedios son tres glacis equiparables a un nivel T Il . Replanos y relieves residuales en el Sector E del R¡ooo En este sector de los Llanos, la red de drenaje converge en un punto y los replanos se escalonan, descendiendo desde la periferia hacia el centro. El contorno del RlOoo viene señalado por el nivel T 11 ; sobre él se observan varios residuales (T w T 15) definidos por antiformas con Cuarcita Armoricana en la traza axial (Cerengo, 1.235 m; A Móa, 1.125, 1.070 m) y que siguen lineaciones estructurales hercínicas (NW-SE). La articulación entre los residuales T 13 Y T 11 se realiza mediante un glacis y el desmantelamiento del T Il se habría producido por un drenaje hacia el W, en sentido lato. La individualización de los arroyos viene señalada a distintas alturas, más bajas en los cursos meridionales; así el interfluvio FerreirosCastoi corresponde al nivel T 9' mientras que el interfluvio Castoi-Peneal define una terraza T3• El vaciado del R 1000 ha permitido el desarrollo de extensas terrazas en los niveles T9, T3 Y T2. Por otra parte, la captura del arroyo Penelas por el arroyo Castoi habría dejado colgado un paleovalle en Vilamaior (T2, 760-740 m). El antiguo curso alcanzaría el río Edo en el punto que ahora lo hace el arroyos. Castoi. Posiblemente el encajamiento en el T 2 esté relacionado con el desplazamiento hacia el E del nudo donde convergen los arroyo Castoi, Penelas y Ferreiros. En este mismo sector, pero al pie de la S.ª do Burgo, el R 1200 se articula con el RlOoo mediante 184 ~ 1400-1250 m ~ J22tl-l100,n ~ IOlSO-1020", G I04U-9SUm ~ 1000-960 m ~ 960-920 m ~ 940-920 m G 920-900 m W 900-880 m W 880-8óOm Q.;J 860-840 m ~ S20-780m ~ 760-740 m m 720-680 m J. YEPES TEMIÑO, J. R. VIDAL ROMANI N A lZll~2ta3 ~4¡gSEl6§j7 DJS[1]9[J!]1O["h]l1EJ12 [2]1312l14 [BIS ~16 GJI1 Fig. 3.-Esquema geomorfológico del R]QOO en los Llanos de Castro Caldelas. Leyenda: (1) borde de superficie de erosión, vertiente y pie de escarpe; (2) Escarpe de terraza erosiva: superficie-terraza (glacis-terraza), retazo; (3) Cresta de degradación fluvial; (4) Relieves residuales: cQlina cónica, tronco-cónico y castle kopje; (5) Relieve residual estructural (seudoapalachiano); (6) Crestón de cuarcita (hog back); (7) Escarpe de incisión fluvial (20-80 m); (8) Escarpe de deslizamiento (zona de sutura); (9) glacis recubierto por depósitos (negro), glacis erosivo o rampa (hueco); (10) Depósito de vertiente, abanico aluvial; (11) Escarpe de terraza con depósitos: retazo, terraza preservada; (12) Meandro abandonado, cauce colgado; (13) Valle de fondo plano; (14) Río, embalse; (15) Población; (16) Superficie de erosión (altura en hectómetros); (17) Nivel de terraza erosiva. (B) O Burgo, (C) Castro Caldelas, (M) A Medorra, (Mo) Montederramo, (P) Pombar, (Pa) Parada do Sil, (PT) Puebla de Trives, (Q) Quiroga, (R) Río, (S M) Santiago da Medorra, (SP) Sas de Penelas, (T) A Teixeira, (V) Vilamaior, (VF) Vilariño Frío. dos generaciones de glacis (T 6 Y T 4) Y una de abanicos aluviales que fosilizan el paleocanal del arroyo Penelas. En cuanto a la individualización del R IOOO ' en el caso del río Návea habría culminado con el encajamiento de la red en el T 9 (Alto de Cerdeira, 940 m). Por encima de este nivel se encuentran los residuales de S.ª da Móa (Monte Cerengo, 1.235 m; A Móa, 1.125 y 1.070 m); éstos están alineados NW-SE y coinciden con las trazas axiales de antiformas hercínicas, similares a las cartografiadas por Barrera et al. (1989) en Monforte de Lemos. Discusión Parece algo ajustado atribuir una edad Plioceno superior a la Penillanura Baja (Hemández-Pacheco, 1949); máxime si se propone la dislocación de las Penillanuras Baja e Inferior; ya que el escarpe de la falla que los habría dislocado (falla de Maceda) se encuentra bastante degradado en su sector meridional. Por otra parte, nos parece algo arriesgado asignar un basculamiento a los Llanos argumentando una inclinación general de la topografía (Hemández- EVOLUCION GEOMORFOLOGICA DE LA SUPERFICIE DE EROS ION R lOOO EN LOS LLANOS DE CASTRO CALDELAS 185 Pacheco, 1949; Birot y Solé, 1954); la inclinación podría ser aparente y responder a un proceso de erosión diferencial. En cualquier caso, de existir basculamiento éste sería previo a los depósitos de Montederramo-A Medorra, que están horizontales. Por último, resulta artificioso limitar la representación de superficies a las extensiones netamente llanas (Vergnolle, 1990). En el desmantelamiento de un replano, cabría suponer que la erosión no actúe a la vez y con la misma intensidad en toda su extensión. y sin embargo, esto no impide considerar al replano como un único sistema morfogenético con diferentes elementos morfológicos, ya que ambos, sistema y elemento, son magnitudes de diferente orden. La red fluvial y las superficies asociadas En el Sector W la captura de la red secundaria por el río Mao, viene marcada sobre el T 9' un nivel general de la topografía y señala dos etapas. En la primera etapa (T w T 9) la red sería aluvial y el área fuente estaría al S (S.ª San Mamede), como sugiere el depósito que recubre el T 8 en el interfluvio Covas-Alavanche. La segunda etapa habría afectado primero al Sector W de los Llanos de Castro Caldelas, permitiendo que durante el T 8 persistiese un régimen de abanico aluvial en el Sector Central de los Llanos; en esta segunda etapa la red del río Mao desmantelaría el T 9, alternando etapas de migración lateral con otras de incisión lineal. El interfluvio Mao-Covas (T 5), representaría una etapa de migración lateral con desplazamiento de la confluencia hacia el N. El Sector Central habría quedado individualizado con el encajamiento del río Mao en el T 8; que lo desconecta de su área fuente y lo deja colgado. A partir de este momento funcionarían dos cuencas: Mao, al W y paleo-Edo, al E. Las terrazas de A Medorra (T6) sugieren un encajamiento del paleoEdo hacia el NE, paralelo al escarpe de la S.ª do Burgo. Dirección mantenida hasta el nivel T 4' sobre el que viene señalada la captura de la cabecera del paleo-Edo por el arroyo Vaus; curso que ya sería independiente, aunque no alcanzaría el aspecto actual hasta encajarse en el T 3. En el Sector E, la red del paleo-Edo habría desmantelado una superficie inicial (T 11), de la que se conservan unos residuales (S.ª da Móa) que defmirían el contorno de una superficie hueca. En el proceso de vaciado del R IOO (¡' los arroyos se individualizarían por encajamiento y captura. Los encajamientos se habrían sucedido hacia el S (el arroyo Ferreiros en el nivel T 9; el arroyo Castoi, en el T 3; y el arroyo Penelas en el T2 ). De las capturas quedan dos indicios: un paleo-cauce del arroyo Pene1as, equiparable a un T2 (Vilapequeña-O Burgo); y el desplazamiento hacia el E del centro de la red (desde la confluencia Castoi-Edo, hasta la confluencia CastoiFerreiros-Penelas). Ambos procesos pudieron ser la respuesta a la disminución del caudal aportado por el río Edo, tras la captura de su cabecera por el Vaus. Con todo lo dicho, la antigüedad de la red actual en este sector sólo se puede remontar hasta el nivel T 8. Por encima existirían vestigios de una conexión Edo-Návea (Alto de Cerdeira, 940 m). La red actual debió quedar definida con la captura del paleo-Edo por el arroyo Vaus, y de ese proceso habría resultado la red centrípeta y el colector. En el conjunto, el nivel T 11 representaría la superficie inicial de los Llanos y marca el comienzo de la desconexión del R IOOO respecto al río Sil. El hecho de que se haya preservado en el Sector E, sugiere que la red del Edo ha sido capturada por el Sil con posterioridad al establecimiento de la red del río Mao y del arroyo Vaus. La cabecera del río Mao El trazado quebrado del río Mao sugiere un crecimiento de la red por capturas, al menos en su cabecera. Todo esto cuestiona la mayor antigüedad de las superficies-terraza más altas; así, en el período TwT9la cabecera del paleo-Mao estaría relaccionada con el arroyo Broil y podría haber definido un trazado S-N paralelo al arroyo Bacel; el paleo-Bacel atravesaría el T 9 entre El Pantano (964 m) y A Cabeciña (977 m), al W del Mao, que lo haría entre A Cabeciña y S.ª do Burgo; al encajarse la red en el T9, el paleo Mao-Broil capturaría al arroyo Bacel, que invertiría su sentido, y algo después alcanzaría al tram02 del Mao. En cuanto a la captura del tramo) del Mao, parece ser posterior a la del tram02; porque las superficies-terraza de la S.ª do Burgo sugieren un drenaje del tramo) hacia el NE. Las rampas (glacis) que articulan los replanos R 1200 Y R JOoo En los Llanos se observan algunas rampas que articulan las Sierras circundantes con las terrazas más altas. En Sas de Penelas se interpretan como superficies-terraza degradadas, y señalarían un encajamiento suave y continuo de la red. En Montederramo las rampas articulan un relieve escalonado que desciende hacia el N, lo que sugiere la existencia de un pulso tectónico que habría desnivelado la S.ª do Burgo Y los Llanos de Castro Caldelas. No obstante, podrían estar relacionadas con un paleoSil que atravesase los Llanos de E a W. 186 Ti T 13 T l2 T ll T IO J. YEPES TEMIÑO, J. R. VIDAL ROMANI Tabla 2.-Secuencia de procesos observados en los Llanos de Castro Caldelas (Ourense). Como escala de referencia se utiliza la serie de niveles (Ti) identificados. Véase la cartografía adjunta SectorW Sector Central Sector E • Aplanamiento antiguo con recubrimiento alterítico (Llanos de Castro Caldelas) y retazos de aplanamiento anterior (Monte Meda, S.ª do Burgo, S.ª da Móa). • Paleo-Sil ENE-WSW. Atraviesa los Llanos de Castro Caldelas entre S.ª do Burgo y S.ª da Móa. • Rampas. • Fase tectónica. Desnivelación del Rsoo. Levantamiento relativo de un área que incluye a los Llanos de Castro Caldelas. Instauración del RIOOO' • Aterrazamiento significativo. Red SW-NW sI. Máxima antigüedad posible del Episodio aluvial. • Red SW-NE sI. • NGT. Episodio aluvial. Paleo MaoBroil SE-NW. Paleo-Mao (tramol) SW-NE sobre el R l200 de S.ª do Burgo. • Captura del paleoMao hacia el NE. Captura del Tioira hacia SW. Captura del arroyo Bacel por el paleo Mao-Broil. Inversión del arroyo Bace!. Captura del Mao (tramo 2)' • Encajamiento. Se individualiza la Cuenca del Mao. • Aterrazamiento importante. Máxima antecedencia posible del colector que drena al Mao. • Encajamiento. Desplazamiento de la confluencia Covas-Mao hacia el N. • Rampas. • Rampas. • Desmantelamiento del T 9 Y elaboración de un NGT. Depósitos del Episodio aluvial. • Se individualiza el Sector Central. Paleo-Edo SW-NE. Alteración diagenética. • Aterrazamiento importante. • Depósitos fluviales del río Edo. Red SW-NE. • Alteración diagenética. • Captura cabecera paleo-Edo. Desconexión del Alenza/Edo. Individualización de la Cuenca del Vaus. Encajamiento confluencia Vaus/ Alenza. • Encajamiento. • Rampas. • Rampas. Elaboración de un Nivel General de la Topografía (NGT). • Desconexión Llanos de Castro Caldelas/río Sil. El Sil se acoda al N para rodear los Llanos de Castro Caldelas. Red NE-SW Is. • Aterrazamiento significativo. • Desconexión RlooofNávea. Se individualizan los arroyos Cabanas y Ferreiros. Evidencias de exorreismo. • Desconexión Mao/paleo-Edo. Máxima antecedencia posible del colector que drena al Edo. • DefInición trazado actual del Návea. • Aterrazamiento importante. • Individualización Cuenca del Edo. Evidencias del colector que drena el Edo. Aterrazamiento importante. • Individuación del río Castoi/Penelas. Desplazamiento de la red hacia el E. • El Castoi captura al Penelas. Conos deyección en paleo-cauce arroyo Penelas. EVOLUCION GEOMORFOLOGICA DE LA SUPERFICIE DE EROSION R lOOO EN LOS LLANOS DE CASTRO CALDELAS 187 Un paleo-Sil E-W atravesando los Llanos de Castro Caldelas Algunas observaciones permiten suponer un paleo-Sil atravesando los Llanos de E a W, al menos antes del pulso tectónico que habría desnivelado el Rsoo Y levantado los Llanos. Esta observación se apoya en tres razones: el río Sil mantiene una dirección ENEWSW hasta Montefurado, donde choca con los Llanos de Castro Caldelas y empieza a rodearlos por el N; al E de Montefurado son significativos los aplanamientos R1200, Rsoo Y R600, nunca el R 1000; y la falla de Maceda define un salto entre dos replanos, el Rsoo al W (Altos da Virxe do Monte, Superficie de Baldriz) y el R lOoo al E (Llanos de Castro Caldelas, Llanos de Toro, Superficie de A Gudiña-Viana do Bolo). La degradación de los Llanos de Castro Caldelas Los Llanos presentan una diversidad topográfica que podría responder a distintos estadios del desmantelamiento del RlOoo, Los principales elementos morfológicos, por orden decreciente de magnitud, son: aplanamiento generalizado, vaciado (Vilariño Frío y Sas de Penelas), escalonamiento (Castro Caldelas), rampas, incisión lineal, y residuales (fig. 3). A partir de estos datos, una posible secuencia sería: aplanamiento generalizado (relacionado con el trazado del paleo-Sil); escalonamiento y vaciado del aplanamiento (relacionado con el encajamiento del Sil, después de acodarse hacia el N); y elaboración de rampas y encajamiento s (relacionado con la erosión areolar y lineal, respectivamente). Esta hipótesis encajaría con la suposición de un pulso tectónico post - Rsoo Y un sistema de abanicos aluviales en el sector W de los Llanos. Conclusiones 1. Se propone una secuencia para los procesos descritos en este estudio (tabla 2), en la que se incluiría la existencia de un pulso tectónico que habría desnivelado el Rsoo Y levantado los Llanos. Este pulso vendría insinuado por tres hechos: el acodamiento del Sil en Montefurado, la desaparición del R 1000 al E de Montefurado, y el salto que define la falla de Maceda entre el R soo , al W y el R IOOO ' al E. 2. Los sectores más desmantelados presentan morfología de Superficie Hueca y red centrípeta; y los menos desmantelados presentan morfología de Superficie en Rampa y red en bayoneta. 3. Las tres redes actuales se habrían diferenciado progresivamente. La desconexión Mao-Edo viene señalada por el encajamiento del Mao en el Ts; Y la desconexión Edo-Vaus por el T4• 4. En el Sector Oeste y Central, la captura de la red afluente hacia el NE, determina dos etapas. Durante la primera (T ll" T s) la red sería aluvial y el área fuente estaría al S. Durante la segunda se habría instaurado un régimen fluvial (SW-NE), con etapas de ancheamiento e incisión, alternándose. En el Sector E los cursos se individualizaron de forma sucesiva hacia el S; el centro de la red se habría desplazado hacia el E, por la disminución del caudal aportado por el Edo tras su captura por el Vaus. 5. El trazado del Mao en cabecera sería el resultado de un proceso de capturas con inversión de los cauces. En la etapa T 11-T 9 la cabecera del paleoMao correspondería al actual arroyo Broil, su dirección sería hacia el N y su trazado paralelo al arroyo Bacel. El proceso de capturas alcanzaría primero al arroyo Bacel y posteriormente al Mao; ambos invertirían su sentido. AGRADECIMIENTOS Este trabajo forma parte de la tesis doctoral del primero de los autores (Yepes, 1998), que se ha beneficiado de una beca predoctoral de la Xunta de Galicia. Agradecemos las observaciones realizadas por los doctores J. de Pedraza, J. M. Vilaplana, J. de D. Centeno, A. Martín-Serrano y E. de Uña, así como las ayudas prestadas en la búsqueda bibliográfica a V. Gorosquieta (Lab. Xeol. de Laxe), D. Gutiérrez (I.T.G.E.), H. Esteve y M. Romero (Geología, U.C.M.). Referencias Barrera Morate, J. L.; Farias Arquer, P.; González Lodeiro, F.; Marquínez García, J.; Martín Parra, L. M.; Martínez Catalán, J. R.; del Olmo Sanz, A.; De Pablo Maciá, J. G.; Gallastegui, G.; Bea, F. y Villasante Pinto, R. (1989). Mapa geológico de España escala 1 :200.000, n.º: 17127 (OurenseIVerín). I.T.G.E., Madrid, 284 págs. Birot, P. y Solé Sabarís, L. (1954). Recherches morphologiques dans le NW de la Peninsule Iberique. Mémoires et Documents CN.R.S., 4, 7-61. Hernández-Pacheco, F. (1949). Geomorfología de la cuenca media del Sil. Mem. Real Acad. Ciencias E. F. Y Naturales, 13, 1-112. Pagés, J. L. (1996). La cuenca del Xallas y su entorno. Evolución cenozoica del relieve en el oeste de la provincia de Coruña. Tesis Doctoral, Universidad Complutense de Madrid, 300 pags. Pedraza, J. de (1994). Los modelos genético-evolutivos del Sistema Central Español: implicaciones morfo-tectónicas. Cuadernos del Laboratorio Xeolóxico de Laxe, 19,91-118. Pérez-Alberti, A. (1993). La interacción entre procesos geomorfológicos en la génesis del relieve del SE de