Evolución geomorfológica del Macizo Hespérico peninsular:estudio de un sector comprendido entre las provincias de Lugo y Ourense (Galicia, NW de España)

EEvvoolluucciióónn ggeeoommoorrffoollóóggiiccaa ddeell mmaacciizzoo HHeessppeerriiccoo PPeenniinnssuullaarr.. EEssttuuddiioo ddee uunn sseeccttoorr ccoommpprreennddiiddoo eennttrree llaass pprroovviinncciiaass ddee LLuuggoo yy OOuurreennssee ((GGaalliicciiaa,, NNWW ddee EEssppaaññaa)).. Geomorphic evolution of the Peninsular Hesperian massif. Study of a sector situated between Lugo and Ourense provinces (Galicia, NW Spain) VIDAL ROMANI, J. R.; YEPES TEMIÑO, J.; RODRIGUEZ MARTINEZ CONDE, R. AABBSSTTRRAACCTT.. This paper deals with the relief generation in Ourense, an interior territory of the Galicia Country, at NW Spain, after the breakdown of Pangea 200 million years ago. The rupture of supercontinent causes the main effects in the outer part of Galicia, the present coast line and the shelf, but also the inner parts of Galicia where the landscape changes dramatically mainly ruled by fluvial incision connected with uprising, (orogenic, epirogenic, or isostatic origin), or even with eustatic oscillations, that shaped the previous old mesozoic landscape. Various things complicate the correct understanding of Galician geomorphology:1) the prevalent hercynian structure, (presumably reactivated during the Alpine Orogeny), causes that the epigenic processes, (fluvial, glaciar, marine and etching), acting on Galicia from Mesozoic to present times, produce end forms identified erroneously at the previous literature as tectonic and not as etch forms profiting from lithological or structural contrasts. 2) the common morphotectonic model accepted by all previous researchers establishes for the whole of Galicia a blocky pattern, (horst and graben like), due to extensional tectonic regime. This model is proved as no longer valid because the Galician tertiary basins, even were described at the past as graben depressions never have this origin. 3) big differences exist between the north and western sides of Galicia that show contrasted tectonic regime: compressional (with forms as the so called raised platforms), at the northern coast border, and extensional (with forms so typical as the Rias), at the western side. The study area is located at the confluence of two tectonic domains where the above menCadernos Lab. Xeolóxico de Laxe Coruña. 1998. Vol. 23, pp. 165-199 166 Vidal Romaní & Yepes Temiño CAD. LAB. XEOL. LAXE 23 (1998) tioned effects are coincidents and specially well showed through different effects: prominent assimetry of fluvial captures (west facing), pronounced river incision and different kinds of tertiary basins: either strike slipe faults (Maceda, Xinzo de Limia, etc), or overslipped by inverse faults, (Quiroga, A Rúa, etc.), or even corresponding with depressions never, (or anywise passively), affected by tectonic movements, (Monforte). The paper include a detailed inventory of surfaces and terrace levels and their incision sequence which allow stablish a relative chronology of geomorphic evolution at this area of NW Spain during meso-cainozoic times. KKeeyy wwoorrddss::galician geomorphology, Mesozoic, Cainozoic, plate tectonics, Basal Pyrenean Overriding, Pangea. VIDAL ROMANI, J. R. (Instituto de Geología Isidro Parga Pondal, Universidade da Coruña, 15071-A Coruña) ; YEPES TEMIÑO, J.(Universidade da Coruña, 15071-A Coruña); RODRIGUEZ MARTINEZ CONDE, R. (Departamento de Geografía. Facultad de Geografía. Universidade de Santiago de Compostela. Santiago de Compostela). FFiigg.. 11..GGrraannddeess uunniiddaaddeess eessttrruuccttuurraalleess aallppiinnaass ddeell NNWW ddee llaa PPeenníínnssuullaa IIbbéérriiccaa.. EEllaabboorraaddoo aa ppaarr-- ttiirr ddee llaa ffiigg.. 33 ddee SSAANNTTAANNAACCHH ((11999944)).. LLeeyyeennddaa:: EEll oorróóggeennoo ppiirreennaaiiccoo ssee eennccuueennttrraa eenn eell llíímmiittee ddee llaass ppllaaccaass iibbéérriiccaa yy eeuurrooppeeaa.. LLaa ppllaaccaa eeuurrooppeeaa eessttáá rreepprreesseennttaaddaa ppoorr llaa ccoorrttee-- zzaa oocceeáánniiccaa ddeell GGoollffoo ddee BBiizzkkaaiiaa ((eenn ggrriiss oossccuurroo)).. LLaa ppllaaccaa iibbéérriiccaa ((eenn bbllaannccoo)) eessttáá rreepprree-- sseennttaaddaa ppoorr llaa ppllaattaaffoorrmmaa ccoonnttiinneennttaall,, aaddeellggaazzaaddaa ppoorr ffaallllaass NN--SS;; yy llaa ccoorrtteezzaa ccoonnttiinneennttaall eemmeerrggiiddaa,, ccoonn ccaabbaallggaammiieennttooss,, ffaallllaass ddiirreecccciioonnaalleess yy rreelliieevveess ppoorr eenncciimmaa ddee 11000000 mm ((eenn nneeggrroo)).. EEnn eell llíímmiittee ddee llaass ddooss ppllaaccaass ssee eennccuueennttrraa eell ffrreennttee ddee ssuubbdduucccciióónn yy eell pprriissmmaa ddee aaccrreecciióónn ((ggrriiss ccllaarroo)).. CAD. LAB. XEOL. LAXE 23 (1998) Evolución geomorfológica 167 168 Vidal Romaní & Yepes Temiño CAD. LAB. XEOL. LAXE 23 (1998) 1. PPRREESSEENNTTAACCIIOONN 1.1. AAnntteecceeddeenntteess Galicia (Noroeste de España) es una zona con una geología propia de terrenos antiguos: afloramiento predominante de sustrato cristalino (granitoides o metamórfico) y cobertera reciente (cenozoico) poco significativa (cuantitativa o en superficie). Morfológicamente Galicia ha sido siempre definida como un relieve maduro rejuvenecido por el encajamiento de la red de drenaje asociado a levantamientos litosféricos, (isostáticos, epirogénicos u orogénicos), aunque también por los cambios en el nivel del mar debidos a las oscilaciones glacioeustáticas pleistocenas. En la formación del relieve gallego se pueden distinguir dos etapas: la pre-geomorfológica y la geomorfológica (VIDAL ROMANI, 1996), que abarca los últimos 65 millones de años. De la primera apenas si se reconocen depósitos o formaciones geológicas, nunca asociadas a formas, pero con significado paleogeográfico y paleogeomorfológico. Es el caso de la Unidad Ollo de Sapo, o del límite sur de la Unidad de Ordenes, que, aun siendo esencialmente unidades geológicas, poseen un adicional significado paleogeográfico al interpretarse como bordes de sutura de edad paleozoica entre Gondwana y Laurasia. La misma Unidad de Ordes tiene un caracter alóctono, al haberse emplazando en su posición actual en el Devónico inferior (RIES y SHACKLETON, 1971), lo que hace suponer ya para entonces una superficie subhorizontal a cuyo favor se habría producido el cabalgamiento de aquella unidad geológica. En todos estos casos o en otros muchos, aun no conservándose forma alguna por el arrasamiento erosivo posterior, podemos suponer un valor pregeomorfológico a la propia unidad litológica, al no ser demasiado ajena a lo que se considera un rasgo geomorfológico. La etapa geomorfológica s.s., se inicia en el intervalo Pérmico-Triásico y de ella se pueden reconocer restos de superficies, como las partes culminantes en los «horst» submarinos de los bancos de Galicia, Vigo, Porto, etc., fosilizados por evaporitas y calizas recifales de edad mesozoica; triásica según VANNEY et alii (1979) o jurásica para BLACK et alii (1964). Estos depósitos indican para el Cretácico, que la Placa Ibérica era un dominio sumergido somero, o tal vez emergido en el NW (MUÑOZ y SANTANACH, 1995). Pero la identificación del aspecto aproximado de la superficie de Galicia durante el Mesozoico no es por el momento posible, dada la fragmentación finimesozoica de Pangea, proceso durante el que se va a definir la morfología actual de Galicia. En el oeste de Galicia, la separación de las placas Ibérica y Americana iniciada en el intervalo Jurásico-Cretácico inferior, con creación de fondo oceánico en el occidente gallego (BOILLOT y MALOD, 1988), adelgazamiento y fragmentación por extensión de la litosfera, (según fallas lístricas orientadas norte-sur, SANTANACH, 1994), va a producir un escalonamiento del borde continental, con el último peldaño en el borde de la plataforma gallega continental actual. Por el norte, la convergencia de las placas Ibérica y Euroasiática entre el Cretácico superior y el Eoceno, habría supuesto tanto la colisión continental en Pirineos como la subducción bajo la Placa Ibérica a lo largo del CAD. LAB. XEOL. LAXE 23 (1998) Evolución geomorfológica 169 borde sur del Golfo de Vizcaya. De resultas de la colisión continental septentrional se forman el Cabalgamiento Basal Pirenaico (SANTANACH, 1994) y relieves asociados, (Cadena Cantábrica) y, como acontecimientos específicos en Galicia (ver VIDAL ROMANI, 1996), la «emersión de la rasa cantábrica» o la surrección de Cabo Ortegal. El proceso de subducción formaría el prisma de acreción de Cabo Ortegal y la trinchera oceánica asociada, (BOILLOT y MALOD, 1988). En la zona continental la evolución morfológica no es tan bien conocida como en el borde sumergido. A ello se debe la interpretación confusa de la influencia de la orogenia alpina y en particular de la estructura de las fosas terciarias gallegas que desafortunadamente hizo asumir para toda Galicia la idea de una tectónica distensiva o, paradójicamente, de abombamiento de los llamados bloques corticales. A partir de cualquiera de los dos supuestos se generaría un paisaje de horst y graben o de «teclas de piano» (CARLÉ, 1949; HERNANDEZPACHECO, 1949; BIROT y SOLE, 1954; LLOPIS, 1958; NONN, 1966; PANNEKOEK, 1966; 1970; ALIA, 1976; MALDONADO, 1979, MARTIN SERRANO, 1979, 1982, 1988, 1989, 1991 a y b, 1994 a y b; HERAIL, 1984; ARAUJO et alii, 1982, 1988; VERGNOLLE, 1985, 1987, 1990; PEREZ ALBERTI,1990; etc.,). Estos bloques, o la bóveda definida por ellos en el dominio gallego u noroccidental ibérico se inclinaría hacia el mar en transición gradual desde los Montes Galaico-Leoneses (BIROT y SOLE, 1954; TORRE ENCISO, 1954, 1958, 1970; MARTIN-SERRANO, 1994a). De éste hundimiento resultaron, según algunos autores, las Rias en la costa occidental (NONN, 1966; PANNEKOEK, 1966; 1970; TORRE ENCISO, 1954, 1958, 1970). Estas ideas han sido aceptadas sin apenas modificación hasta 1983 cuando se comienza a interpretar la génesis del relieve gallego según la tectónica de placas. (ver VIDAL ROMANI, 1983, 1984, 1989, 1991, 1996; TWIDALE y VIDAL ROMANI, 1994; PAGES 1996, YEPES TEMIÑO, 1998; FERRUS PINYOL, 1998). Si en un principio el modelo de horst y graben parecía aparentemente confirmado por las investigaciones realizadas en la plataforma continental gallega y zonas adyacentes, (BLACK et alii., 1964; BOILLOT, 1986; BOILLOT et alii, 1971a; 1971b; 1971c; 1985; 1988b; 1989; VANNEY et alii, 1985), más adelante hemos podido constatar que la tectónica extensiva en la zona sumergida occidental no tiene nada que ver con la actuante en la zona emergida en la misma época. En efecto, las cuencas terciarias lignitíferas, nunca se corresponden con graben. En su lugar hemos podido distinguir hasta el momento tres tipos de fosas tectónicas: las asociadas a fallas direccionales (Maceda, Xinzo de Limia, Verín-Chaves, etc.), las que se forman como cobijaduras bajo fallas inversas, (Quiroga, A Rúa, etc.), (MONGE, 1987; BACELAR et alii, 1988, 1992; SANTANACH et alii,1998; DE VICENTE et alii, 1992; FERRUS PINYOL, 1994, 1998; SANTANACH 1994, 1998) y las depresiones grabadas o de corrosión química, nunca afectadas por la tectónica, o si lo fueron en cualquier caso pasivamente, (Monforte), (YEPES, 1998). La confusión entre formas tectónicas y formas de corrosión química (etche 170 Vidal Romaní & Yepes Temiño CAD. LAB. XEOL. LAXE 23 (1998) forms) ya había sido señalada previamente en otras zonas de Galicia, (PAGES y VIDAL ROMANI, 1997 a). La investigación de la tectónica terciaria pone de manifiesto además la importancia de estructuras alpinas, como el Cabalgamiento Basal Pirenaico (SANTANACH 1994, 1998), o la Cordillera Bética, (SANZ DE GALDEANO et alii, 1998) en la morfología actual de la Placa Ibérica. La primera estructura fue definida inicialmente sólo para el este de la Península Ibérica (SANTANACH 1994), aunque ahora se haya extendido su aplicación hasta el extremo occidental de la Península Ibérica, (SANTANACH 1994, 1998; YEPES, 1998). En nuestra opinión el modelo propugnado por SANTANACH (1994) no es equiparable al caso gallego, que posee unas dimensiones más modestas que las de un borde de colisión tipo andino y además, ha experimentado una actividad de subducción más corta y que ahora parece detenido. Los estudios más recientes lo confirman así puesto que FERRUS PINYOL (1998) y SANZ DE GALDEANO et alii (1998) determinan que las tasas de subsidencia, o las de levantamiento deducidas para la tectónica alpina en ambos extremos de la Placa Ibérica, han sido contínuas manteniéndose prácticamente constantes durante millones de años y dando lugar a efectos muy diferentes en el Norte y en el Sur de la Placa Ibérica. Prueba de ello es la respetable altura de los relieves alpinos en las Béticas y en el Pirineo o sus equivalentes en Galicia. Asi parece reafirmarse más la idea de una evolución geomorfológica en equilibrio para el Noroeste de la Península Ibérica (PAGES, 1996 CANTANO, 1996; PAGES y VIDAL ROMANI, 1997 a y b, YEPES, 1998; SANZ DE GALDEANO et alii, 1998) y queda como un modelo sobrepasado el catastrofista de los grandes y súbitos hundimientos o levantamientos. Parece que la clave de la morfología actual en la Península Ibérica radica en su individualización del megacontinente Pangea, proceso iniciado aproximadamente hace 200 millones de años y que aun continúa evolucionando. En éste trabajo se describen los efectos de la individualización cenozoica de la Placa Ibérica en la provincia de Orense (Galicia), una zona situada en el límite de dos dominios de evolución geodinámica contrapuesta durante el Cenozoico: el atlántico, distensivo y el cantábrico compresivo. En el noroeste de la Península Ibérica los efectos de esta separación, aunque contrarios, se van a manifestar dando lugar al mismo efecto geomorfológico: el rejuvenecimiento de la red. En el oeste la reactivación fluvial es producida por un descenso en el nivel de base causado por el estiramiento de la litosfera y su contracción por enfriamiento a medida que se separa de la zona de rift centroatlántica. En el norte, por el contrario se deberán al encajamiento, por erosión remontante, de la nueva red fluvial cantábrica, que intenta penetrar con grandes dificultades hacia el interior de la Placa Ibérica desde la nueva línea de costa neógena, a medida que el borde norte se levanta por recuperación isostática, luego de la colisión paleógena. Algunos autores han señalado este tipo de efecto tanto para la cornisa cantábrica en CAD. LAB. XEOL. LAXE 23 (1998) Evolución geomorfológica 171 general (MARQUINEZ, 1992); como para la zona de As Pontes en particular, (FERRUS PINYOL, 1998). El resultado de la incisión es el escalonamiento a lo largo del tiempo y en la vertical de los niveles fluviales, como aparece ya inventariado en los trabajos de numerosos autores (LAUTENSACH, 1945; TEIXEIRA, 1952; VIDAL BOIX, 1941, 1943, 1958, 1960; BUTZER, 1967; HERNANDEZ PACHECO, 1949; VIDAL ROMANI, 1977; ESCUER Y VIDAL ROMANI, 1987; PEREZ ALBERTI, 1990; PAGES, 1996; CANTANO, 1996; PAGES, 1996; YEPES, 1998). Este proceso de incisión contribuye también a la exposición en superficie de relieves grabados o de corrosión quimica (etche forms) en cuya génesis han jugado un importante papel las diferencias estructurales y litológicas propias del substrato hercínico gallego. Si bien la evacuación de las alteritas afecta inicialmente solo al borde costero, cuando penetra en el interior de Galicia se desarrollará preferentemente a lo largo de los cursos principales: Miño, Sil, etc., preservándose en los interfluvios de los cursos principales grandes retazos de los aplanamientos previos o coetáneos a la incisión. Al final, todo este proceso resultará en una morfología de rias al oeste flanqueada por importantes relieves residuales (Pindo, Barbanza, etc) y en el desarrollo de la línea de acantilados en la costa norte, esporádicamente rotos por valles estrechos y fuertemente encajados, que difícilmente pueden atravesar la divisoria cantábrica hacia el sur. Este trabajo complementa los ya realizados hasta el momento en la región noroeste del Macizo Hespérico Peninsular, (HERNANDEZ-PACHECO, 1949, BIROT y SOLE, 1954; NONN,1966; VILLASANTE y PEDRAZA, 1984; VERGNOLLE, 1990; PAGES, 1996; FERRUS PINYOL, 1998) y los otros más al sur (GOMEZ AMELIA, 1982; CANTANO, 1996). 1.2. EElleemmeennttooss mmoorrffoollóóggiiccooss ddeell áárreeaa eessttuuddiiaaddaa Dada la carencia de criterios de datación se ha establecido una cronología relativa con la secuencia de generación de los elementos morfológicos reconocidos en el área de trabajo. Las formas generalizadas en toda el área de trabajo son los aplanamientos o sus restos, los encajamientos o incisiones y los relieves residuales convexos o cóncavos. Para definir la antiguedad relativa de cada elemento morfológico, se han utilizado exclusivamente criterios como altura y estado de degradación. 1 2.1. Los elementos morfológicos sumergidos Normalmente no han sido considerados al hallarse ahora por debajo del nivel del mar, pero tienen una gran importancia a la hora de definir el relieve. Según VIDAL ROMANI (1996) los principales elementos de la costa atlántica son: la plataforma continental; los horst (Bancos de Galicia, Vigo y Porto), la fosa marginal (Depresión de Valle Inclán) y las rías bajas (Muros, Arousa, Pontevedra y Vigo), medias (Camariñas, Corme y Laxe, A Coruña, Betanzos, Ferrol) y altas (Cedeira, Ortigueira, Barquero); y en la costa cantábrica: la plataforma continental, la trinchera oceánica del Golfo de Vizcaya y el 172 Vidal Romaní & Yepes Temiño CAD. LAB. XEOL. LAXE 23 (1998) frente de subducción con su prisma de acreción, (Figura 1). 1.2.2. Los elementos morfológicos emergidos Entre los que actualmente se sitúan por encima del nivel del mar, aunque en el pasado estuvieran en algún momento bajo el agua, distinguimos (Figura 2): los residuales montañosos, las depresiones de alteración, las fosas tectónicas y las superficies de alteración. Estas últimas se analizarán en un apartado específico. FFiigg.. 22..EElleemmeennttooss ggeeoommoorrffoollóóggiiccooss ddeell NNWW ddee llaa PPeenníínnssuullaa IIbbéérriiccaa ((áárreeaa eemmeerrggiiddaa)).. EEllaabboorraaddoo aa ppaarrttiirr ddee llaa FFiigguurraa 1122 ddee MMAARRTTÍÍNN--SSEERRRRAANNOO((11999944aa)).. BBLLOOQQUUEESS MMOONNTTAAÑÑOOSSOOSS:: 11 CCoorrddiilllleerraa CCaannttáábbrriiccaa ((11aa AAnnccaarreess,, 11bb OO CCoouurreell));; 22 MMoonntteess GGaallaaiiccoo--LLeeoonneesseess;; 33 MMaacciizzoo GGaallaaiiccoo--DDuurriieennssee ((33aa CCoovvaa ddaa SSeerrppee;; 33bb FFaarroo;; 33cc TTeesstteeiirroo;; 33dd SSuuiiddoo;; 33ee PPeenneeddaa--XXeerrééss;; 33ff MMaarraaoo));; 44 SSªª ddee QQuueeiixxaa--SSaann MMaammeeddee;; 55 BBllooqquueess lliittoorraalleess ((55aa XXiissttrraall;; 55bb ddaa CCaarrbbaa;; 55cc BBaarrbbaannzzaa;; 55dd GGaalliiññeeiirroo;; 55ee RRaassaa ccaannttáá-- bbrriiccaa)).. FFAALLLLAASS:: 66 CCaabbaallggaammiieennttoo BBaassaall PPiirreennaaiiccoo ((66aa ccaabbaallggaammiieennttoo ssss;; 66bb ffaallllaass ddiirreecccciioonnaalleess;; 66cc FFoossaass ddeell rrííoo SSiill));; 77 CCoorrrreeddoorreess ddee ffrraaccttuurraacciióónn ddiirreecccciioonnaall NNWW--SSEE ((77aa VVeennttaanniieellllaa;; 77bb AAss PPoonntteess;; 77cc MMeeiirraammaa;; 77dd MMaacceeddaa)).. FFOOSSAASS:: 88 DDeepprreessiióónn mmeerriiddiiaannaa CCaarrbbaalllloo--TTuuyy;; 99 CCuubbeettaass LLuucceennsseess ((99aa TTeerrrraa CChháá;; 99bb SSáárrrriiaa;; 99cc MMoonnffoorrttee ddee LLeemmooss));; 1100 FFoossaass OOuurreennssaannaass ((1100aa MMaacceeddaa;; 1100bb XXiinnzzoo ddaa LLiimmiiaa;; 1100cc VVeerríínn));; 1111 RRííaass BBaaiixxaass.. SSUUPPEERRFFIICCIIEESS DDEE EERROOSSIIOONN:: 1122 SSuuppeerrffiicciiee FFuunnddaammeennttaall.. CAD. LAB. XEOL. LAXE 23 (1998) Evolución geomorfológica 173 1.2.2.a. Los residuales montañosos Las sierras gallegas se pueden asimilar a grandes morfologías residuales con un nivel de cumbres bien desarrollado, que corresponde a restos de superficies o aplanamientos previos. Las principales son: la Cordillera Cantábrica, los Montes Galaico-Leoneses, el Macizo GalaicoDuriense, el Macizo Central Ourensano (sierra de Queixa-San Mamede), el Bloque Litoral Atlántico y el Bloque Litoral Cantábrico. El dominio gallego de la Cordillera Cantábrica se encuentra al este de Lugo comprende las sierras de Ancares y O Courel. La linea de cumbres de este bloque se alarga de este a oeste, pero al acercarse a Galicia describe una inflexión y se orienta en dirección noreste-suroeste (Figura 1). Los montes Galaico-Leoneses definen el límite sureste de Galicia; y engloban los montes de León y las sierras de la Cabrera, Segundeira, Eixe, Calva y O Canizo. El Macizo Central Ourensano también conocido como sierra de Queixa-San Mamede, ocupa el centro de Ourense. Se pueden considerar estribaciones del Macizo las sierras de O Burgo y A Moa, al noroeste; y los montes do Invernadoiro y sierra do Fial das Corzas, al sureste. En conjunto el Macizo Central Ourensano presenta unos límites definidos por el norte (el encajamiento del río Sil) y por el oeste (el escarpe de la Falla de Maceda). El macizo Galaico-Duriense agrupa, de norte a sur, las sierras da Loba, Cova da Serpe, Faro, Testeiro, Suido, Faro de Avión, Xerés-Laboreiro y Marão; este macizo se alarga en dirección norte-sur, dividiendo Galicia en dos sectores; de los cuales el septentrional (Sierra de Faro Cova da Serpe y Loba), constituye un relieve residual de un aplanamiento anterior a la Superficie Fundamental de Galicia de BIROT Y SOLE (1954). El Bloque Litoral Atlántico define unos relieves orientados norte-sur (sierras de A Ruña-Pindo, Barbanza, Castrove, Morrazo, Galiñeiro y Argallo), que se escalonan hacia la costa y están dislocados por las Rías Baixas. Por su parte el Bloque Litoral Cantábrico define unos relieves orientados oeste-este (sierras da Capelada, Xistral, da Carba, Lourenzá y BuioCabaleiros). 1.2.2.b. Las depresiones de alteración y fosas tectónicas Distinguimos seis tipos: La Depresión Meridiana (CARLE, 1949; NONN, 1966), las Cubetas Lucenses o Accidente Meridiano (CARLE, 1949; VERGNOLLE, 1990), las Fosas Ourensanas, los Corredores de fallas direccionales del noroeste de Galicia (SANTANACH, 1994), las Rías Baixas y las fosas del río Sil. La Depresión Meridiana se reconoce al oeste de Galicia (entre Carballo y Tui); y se define como una zona baja, alargada norte-sur con casi 200 km de desarrollo. Este accidente no llega a afectar a los ríos principales (Tambre, Ulla, Umia, Lérez, Verdugo y Miño), que la cortan transversalmente. Ha sido interpretada sucesivamente como una fosa tectónica, (CARLE, 1949), un rift valley (PANNEKOEK, 1966) y en la actualidad (PAGES y VIDAL ROMANI, 1997 a y b), como una forma de 180 Vidal Romaní & Yepes Temiño CAD. LAB. XEOL. LAXE 23 (1998) Paderne, Llanos de Sabadelle y Monte Alegre). Todas estas observaciones apuntan un origen para la R400 por corrosión química (etched), con posterior desmantelamiento parcial por erosión fluvial. La otra parte de la R400 corresponde a la zona de Bóveda, en la subcuenca septentrional de la Fosa de Monforte. La diferencia de alturas que existe entre ésta y la subcuenca adyacente de Monforte se ha interpretado como debida a la compartimentación y juego de bloques de la cuenca (DE GROOT, 1974). Las dos zonas señaladas, Monforte (350 m) y Bóveda (400 m), actuarían como cubetas; el resto de la cuenca de Monforte se identifica como un retazo de la R600 degradada (Serra de Moncai, replano de Ferreira de Pantón). Los relieves residuales que emergen de la serie terciaria se han denominado (YEPES, 1998), relieves pseudo apalachianos según el criterio de MARTIN SERRANO, (1988). Por debajo de la R400 solo se identifican niveles de terraza erosiva y la fosa de Quiroga (280 m). 3. LLAA RREEDD FFLLUUVVIIAALL En el sureste de Galicia se diferencian tres grandes cuencas fluviales como son las del Miño-Sil, Limia y Duero, esta última representada en la zona de trabajo por el rio Támega. Dada la ausencia generalizada de elementos susceptibles de datación absoluta o relativa, hemos utilizado el criterio de la incisión de la red en el substrato y la sucesión de terrazas consiguiente para afinar la historia geomorfológica. Para ello se ha tenido en cuenta el número de niveles de terraza diferenciables a lo largo de cada curso, que llega a ser especialmente importante cuando predomina el encajamiento en la vertical sobre otros procesos erosivos. Estos casos parecen corresponderse con etapas de levantamiento; por el contrario, las etapas de divagación lateral son las que desarrollarían niveles de aplanamiento o superficies erosivas, como por ejemplo los Llanos de Castro Caldelas. Varios autores han estudiado estos cursos. En el río Miño destacan los trabajos de: LAUTENSACH, (1945), TEIXEIRA (1952), NONN (1966), PEREZ ALBERTI (1978), ARAUJO et alii, (1982 y 1990), SOARES DE CARVALHO (1981) y PEREIRA (1991); en el río Bibei el de HERNANDEZ-PACHECO (1949); en el río Cabe el de DE GROOT (1974) y en el río Sil los de HERNANDEZ-PACHECO (1949), VIDAL BOX (1941) y HERAIL (1984). Todos estos rios han circulado aproximadamente, por su recorrido actual durante millones de años, cambiando únicamente su grado de encajamiento en el sustrato. 3.1. EEll rriioo SSiill ((ccuueennccaa mmeeddiiaa)) El rio Sil nace en la vertiente Sur de la Cordillera Cantábrica. Lo analizaremos únicamente en la parte de su trazado correspondiente al área del trabajo. En la comarca de Valdeorras el recorrido del río Sil se ha relacionado con la evolución de la tectónica alpina (VERGNOLLE, 1990; SANTANACH, 1994). Alli sucede que el rio atraviesa transversalmente el ramal más occidental de la Cordillera Cantábrica (sierra de O Courel); definiendo un encajamiento que ha dejado restos de diferentes CAD. LAB. XEOL. LAXE 23 (1998) Evolución geomorfológica 181 aplanamientos (R1600, R1400 y R1200) (Figura 4) y depresiones con importantes registros sedimentarios (fosas de O Barco, A Rúa y Quiroga; aluviales de Montefurado, Llanos de Larouco y valle de Rubiá). Se han diferenciado tres sectores: O Barco, Quiroga y Os Peares. El Sector O Barco, entre Carucedo y la confluencia del rio Navea (Montefurado); el Sector Quiroga, entre Montefurado y la confluencia del rio Lor; y el Sector de Os Peares, entre el rio Lor y la confluencia al Miño en Os Peares. En la Tabla 2 se recoge la altura relativa de las diferentes terrazas; y en la Tabla 3 las correlaciones entre las superficies y las terrazas identificadas dentro del encajamiento del Sil. 3.1.1. El Sector O Barco El Sector O Barco se definió entre Carucedo y la confluencia del Navea, en Montefurado. De los tres sectores es el más largo (50 km) y en él se han interpretado más niveles de terraza y los más potentes. También es el que más aplanamientos intercala en la secuencia de terrazas (R400, R500, R600, R800) (Figura 5). En el tramo oriental (Carucedo-Puente de Domingo Flórez) el río Sil se encaja linealmente en el R800 con moderada sinuosidad. En el tramo central del río Sil (Puente de Domingo Flórez-Seadur de Petín) atraviesa dos fosas sedimentarias (O Barco y A Rúa) y una zona con extensos recubrimientos superficiales (Valle de Rubiá). El último tramo diferenciado se encaja dejando los niveles T2, T3y T4. Los depósitos superficiales más altos se encuentran en Larouco (540 m), en la terraza T8(+240/260 m); también, existen depósitos recubriendo un aplanamiento R600 en un valle colateral (Río Rubiá). De los tres sectores diferenciados, éste es el que presenta una mayor dispersión altitudinal de sus terrazas erosivas; éstas cubren la franja que va de FFiigg.. 44..EEssqquueemmaa ggeeoommoorrffoollóóggiiccoo ddeell rrííoo SSiill ((ttrraammoo CCaarruucceeddoo--OOss PPeeaarreess)).. LLeeyyeennddaa:: 11 eennccaajjaa-- mmiieennttoo fflluuvviiaall ((bboorrddee ssuuppeerriioorr yy vveerrttiieennttee)) 22 ssuuppeerrffiicciiee ddee eerroossiióónn 33 rreelliieevvee rreessiidduuaall,, rreell.. rreessiidduuaall ssttrruuccttuurraall 44 eessccaarrppee mmoorrffooeess-- ttrruuccttuurraall 55 rrííoo,, eemmbbaallssee 66 tteerrrraazzaa eerroossiivvaa,, tteerrrraazzaa ccoonn ddeeppóóssiittoo 77 ppaalleeooccaauuccee 88 nniivveell ddee tteerrrraazzaa 99 PPoobbllaacciióónn BB OO BBaarrccoo CC CCaarruucceeddoo CCcc CCaassttrroo CCaallddeellaass PP PPaarraaddaa ddoo SSiill PPdd PPuueennttee ddee DDoommiinnggoo FFllóórreezz PPtt PPuueebbllaa ddee TTrriivveess QQ QQuuiirrooggaa RR AA RRúúaa.. 182 Vidal Romaní & Yepes Temiño CAD. LAB. XEOL. LAXE 23 (1998) los 280 a los 1000 m de altura (Figura 5 y Tabla 2). Sin embargo en el tramo oriental (Carucedo-Puente de Domingo Flórez) se observan cuatro zonas sin terrazas entre los niveles: T3a T6, T6a T8, T8a T12 y T17 a T19. Excepto el último, todos se encuentran por debajo del R800. Así, R400 se corresponde con T5; R500 con T7; R600 con T8, al E de O Barco y con T10, TTAABBLLAA22.. CCoottaa rreellaattiivvaa ddee tteerrrraazzaass eerroossiivvaass eenn ccaaddaa uunnoo ddee llooss sseecc-- ttoorreess eessttuuddiiaaddooss ddeell rriioo SSiill ((ttrraammoo CCaarruucceeddoo--OOss PPeeaarreess)).. ———————————————————————————— OS PEARES QUIROGA O BARCO ———————————————————————————— T13 700m. - - --T 20 640/6660 m. T12 600/620 m. T13 620 m. T19 600/620 m. --T 18 580 m. T11 540/560 m. - - --T 12 520/540 m. -T 12 500 m. T16 500 m. -T 11 480 m. T15 480 m. T10 440/460 m. T10 460 m. T14 440/460 m. T9410/420 m. T9400/420 m. T13 420 m. T8380/400 m. - T12 380/400 m. -T 8360/380 m. - T7340 m. - T11 340/360 m. -T 7320 m. T19 300/320 m. T6280/300 m. T6280 m. T9280 m. T5240 m. T5240/260 m. T8240/260 m. T4180/220 m. T4200/210 m. T7200/220 m. T3160m. T3160/180 m. T6160/180 m. T2120/140 m. T2140m. T5140 m. --T 4100/120 m. -T 180/100 m. T380 m. T140/60 m. - T240/60 m. --T 120 m. T0-T 0o-10 m. ———————————————————————————— TTAABBLLAA33.. CCoorrrreellaacciióónn eennttrree aappllaannaammiieennttooss yy nniivveelleess ddee tteerrrraazzaa eenn ccaaddaa sseeccttoorr eessttuu-- ddiiaaddoo.. LLeeyyeennddaa:: RRii aappllaannaammiieennttoo;; TTiitteerrrraazzaa.. ——————————————————————————————————— Os Peares Quiroga O Barco ——————————————————————————————————— RiTiRiTiRiTi 1000 - 1000 - 1000 20 800 12,11 800 10,12 800 16,14 600/500 10,87 - 8,7 600/500 10,87 - - - - 400 5,4 ——————————————————————————————————— CAD. LAB. XEOL. LAXE 23 (1998) Evolución geomorfológica 183 al W de A Rúa; y R800 con T13. por último, a la altura del R1000 solo se encontró un replano cerca de A Rúa; el nivel de terraza más próximo (T20) señala una altura ligeramente inferior. (ver Tabla 3) 3.1.2. El Sector Quiroga Es el más corto (22 km) de los tres diferenciados en este estudio. Va desde la confluencia del río Navea hasta la del río Lor. Se distinguen tres tramos (Figura 4): El Tramo oriental (río Navea-Bendilló), el Tramo de fosa ss (Bendilló-San Clodio), con una orientación ESE-WSW y el Tramo occidental (San Clodio-río Lor). Por lo que respecta a las terrazas, se observó mayor número que en el Sector Os Peares, habiéndose interpretado trece niveles diferentes (Figura 5 y Tabla 2). En este sector las terrazas se encuentran entre 300 y 820 m. Las correspondencias entre terrazas y aplanamientos indican que las superficies R800 y R600, son replanos interterrazas; ya que existen terrazas por encima (T13), o lateralmente en los sectores adyacentes; como el R600, que se correlaciona con los niveles de terraza T8y T7. 3.1.3. El Sector Os Peares El Sector Os Peares se ha definido entre la confluencia del río Lor y la desembocadura del Sil en el Miño (Figura 4). Su longitud es de 40 km y el número de niveles conservado es de 13 (Figura 5 y Tabla 2). Buena parte del margen meridional está definido por el replano R1000, que hacia FFiigg.. 55..PPeerrffiill lloonnggiittuuddiinnaall ddeell RR.. SSiill ccoonn llaass tteerrrraazzaass yy aappllaannaammiieennttooss iinntteerrccaallaaddooss ((ttrraammoo CCaarruucceeddoo--OOss PPeeaarreess)).. LLeeyyeennddaa:: 11 OOss PPeeaarreess;; 22 RR.. CCaabbee;; 33 PPaarraaddaa ddoo SSiill;; 44 RR.. MMaaoo;; 55 CCaassttrroo CCaallddeellaass;; 66 RR.. EEddoo;; 77 AAºº SSaann XXooaann;; 88 RR.. LLoorr;; 99 QQuuiirrooggaa;; 1100 RR.. QQuuiirrooggaa;; 1111 RR.. SSoollddóónn;; 1122 RR.. BBiibbeeii;; 1133 MMoonntteeffuurraaddoo;; 1144 AA RRúúaa;; 1155 RR.. LLeeiirraa;; 1166 AAºº SSaann XXuulliiáánn;; 1177 OO BBaarrccoo;; 1188 AAºº EEnnttoommaa;; 1199 AAºº CCaannddííss;; 2200 AAºº CCaassooiioo;; 2211 PPuueennttee ddee DDoommiinnggoo FFllóórreezz;; 2222 AAss MMéédduullaass;; 2233 CCaarruucceeddoo;; HH aallttuurraa ddeell rrííoo;; HHaa aallttuurraa aabbssoolluuttaa ddee llaass tteerrrraazzaass;; RRiiSSuuppeerrffiicciiee ddee eerroossiióónn.. EEssccaallaa:: vveerrttiiccaall 11//2200..000000;; hhoorriizzoonnttaall 11//662288..557711.. 184 Vidal Romaní & Yepes Temiño CAD. LAB. XEOL. LAXE 23 (1998) el W pasa, de forma escalonada, a un R800 y luego a un R600. Por su parte el margen septentrional está formado por los replanos R600 y R500, que se suceden. Hay una franja del encajamiento en la que no se han preservado terrazas. Tiene unos 35 km de longitud y se sitúa en la desembocadura del Sil. La amplitud de la zona sin terraza no es constante, oscila entre 140 y 460 m. Entre arroyo San Juan FFiigg.. 66..EEssqquueemmaa ggeeoommoorrffoollóóggiiccoo ddeell RR.. MMiiññoo ((ttrraammoo CChhaannttaaddaa--AAss NNeevveess)).. LLeeyyeennddaa:: 11 eennccaajjaammiieennttoo fflluu-- vviiaall:: bboorrddee ssuuppeerriioorr yy vveerrttiieennttee;; 22 ssuuppeerrffiicciiee ddee eerroossiióónn;; 33 rreelliieevvee rreessiidduuaall,, rreelliieevvee rreessiidduuaall eessttrruuccttuu-- rraall;; 44 eessccaarrppee mmoorrffooeessttrruuccttuurraall;; 55 rrííoo,, eemmbbaallssee;; 66 tteerrrraazzaa eerroossiivvaa,, tteerrrraazzaa ccoonn ddeeppóóssiittoo;; 77 ppaalleeooccaauu-- ccee;; 88 nniivveell ddee tteerrrraazzaa;; 99 ppoobbllaacciióónn:: CCoo CCoorrtteeggaaddaa;; CC CCaarrbbaalllliiññoo;; CChh CChhaannttaaddaa;; LL LLuuiinnttrraa;; MM MMeellggaaççoo;; NN AAss NNeevveess;; OOuu OOuurreennssee;; PP OOss PPeeaarreess;; RR RRiibbaaddaavviiaa;; SS SSaabbaaddeellllee.. CAD. LAB. XEOL. LAXE 23 (1998) Evolución geomorfológica 185 y Parada do Sil la franja va de T0a T2; entre Parada do Sil y el río Cabe, va de T0a T9; y entre el río Cabe y la desembocadura del Sil, va de T0a T4. Se pueden diferenciar dos etapas en la incisión: una etapa Superior (antigua) entre R1000 y T9; y una etapa Inferior (más moderna) desde T9hasta el presente. 3.2. EEll rriioo MMiiññoo ((ccuueennccaa mmeeddiiaa)).. Nace en la Sierra de Meira (Figura 6). Es el mayor afluente del Sil, con el que confluye en Os Peares. Sus afluentes principales son los rios Avia y Arnoia con los que confluye en las inmediaciones de Ribadavia, aguas abajo de Ourense. Poco después de su nacimiento el Miño entra en el Accidente Meridiano de CARLE (1949) y lo recorre de N a S; de manera similar a lo que ocurre en el caso del rio Xallas, (PAGES, 1996; PAGES y VIDAL ROMANI, 1997b), en que el curso parece seguir en algún tramo antiguas direcciones mesozoicas. El rio Miño define sobre el Accidente Meridiano un extenso aplanamiento en torno a los 500 m que es la denominada Superficie de Chantada, (BIROT Y SOLE, 1954). Los límites del aplanamiento viene señalados por ejes montañosos con direcciones meridianas: Serra da Loba, Coba da Serpe y Careón al Oeste; y Serra do Mirador y Poñago al Este. El sustrato formado por materiales paleozoicos de la Zona Astur Occidental Leonesa de JULIVERT et al (1980) es la base de las cuencas terciarias de Vilalba y Sarria. En este tramo el Miño presenta un alto índice de sinuosidad y amplias llanuras de inundación, siendo el encajamiento poco significativo al desplazarse sobre una superficie antigua bien conservada. Entre Portomarín y Os Peares, el rio atraviesa el anticlinorio del Ollo de Sapo y pasa a la Zona Centro Ibérica de JULIVERT (1980). En este tramo el Miño se encaja profundamente en la Superficie de Chantada evitando la fosa de Monforte. En Os Peares confluyen perpendicularmente los ríos Búbal y Sil, aumentando considerablemente el caudal de la red. A partir de alli el sustrato es predominantemente granítico. Entre Os Peares y Ribadavia el río mantiene una dirección NE-SW, la erosión lateral ha desmantelado la R600 y elaborado un aplanamiento intermedio, la R400, por el que circula también encajado. En Ribadavia choca contra la Dorsal Gallega de BIROT (1954) desviándose; y durante unos 15 km retoma una dirección N-S. En este tramo (Ribadavia-Cortegada) el Miño se encaja en el aplanamiento R600. La última unidad orográfica que atraviesa el Miño es la Depresión Meridiana de NONN (1966). Como en el caso de la Dorsal Gallega no se observa, a gran escala, una modificación en la dirección fluvial. Sin embargo, a menor escala, se identifican pequeñas inflexiones meridianas en la red (Salvaterra, Goián, Tui). Un análisis del área seleccionada demuestra la existencia de numerosas superficies-terraza (Tablas 4 y 5) distribuidas en dos sectores diferenciados (Figura 6): Sector Chantada (30 km.) y Sector Ourense (47 km). TTAABBLLAA44.. CCoorrrreellaacciióónn ddee llaass tteerrrraazzaass eerroossiivvaass iiddeennttiiffiiccaaddaass eenn eell rriioo MMiiññoo ((eennttrree PPoorrttoommaarríínn yy RRiibbaaddaavviiaa)).. ———————————————————————————————————————— OURENSE CHANTADA ———————————————————— T15 360/400 m. T9360/400 m. T14 310/330 m. T8320/340 m. 186 Vidal Romaní & Yepes Temiño CAD. LAB. XEOL. LAXE 23 (1998) T13 290 m. T7260/300 m. -- T12 250 m. - T11 230 m. T6220/240 m. T10 190 m. T5180/200 m. -T 4150/160 m. T2170 m. - T8150 m. T3140/150 m. T7130 m. - -T 2120 m. T6110 m. - T590 m. T1100 m. T470 m. - T350 m. - T330 m. - T110 m. - T00 m. - ———————————————————— 3.2.1. El Sector Chantada El Sector de Chantada abarca desde Portomarín hasta Os Peares. En él las terrazas quedan limitadas a la franja entre 100-400 m.s.n.m. Entre 300 y 420 m, se da la mayor concentración. En este sector el río Miño se encaja profundamente (de 160 a 450 m) en los aplanamientos R500 y R600, manteniendo un gradiente moderado (0,4%). Las terrazas son pequeñas (no superan los 500 m de longitud), están mal conservadas y se localizan preferentemente en el margen derecho. Al proyectar las terrazas sobre el perfil longitudinal del curso se observan dos franjas sin niveles de terraza, zona sin terraza una de las franjas es horizontal y la otra vertical. La zona sin terraza horizontal define una franja de 100 m entre el aluvial T0 (+ 0 m) y la primera terraza T1(+ 100 m). La zona sin terraza (Band Gap) vertical señala una franja de 8 km de anchura en la que desaparecen los niveles de terraza situados por debajo de la terraza T7(+ 260/300 m). TTAABBLLAA55.. CCoorrrreessppoonnddeenncciiaa eennttrree ssuuppeerrffiicciieess ddee eerroossiióónn yy tteerrrraazzaass eerroossiivvaass eenn ccaaddaa sseeccttoorr ddeell RRííoo MMiiññoo.. LLeeyyeennddaa:: RRiissuuppeerrffiicciiee ddee eerroossiióónn;; TTiinniivveell ddee tteerrrraazzaa.. FFiigg.. 77..PPeerrffiill lloonnggiittuuddiinnaall ddeell RR.. MMiiññoo ccoonn llaass tteerrrraazzaass yy aappllaannaammiieennttooss iinntteerrccaallaaddooss ((ttrraammoo PPoorrttoommaarríínn--AAss NNeevveess)).. LLeeyyeennddaa:: 11 AAss NNeevveess;; 22 MMeellggaaççoo,, 33 EEmmbbaallssee ddee FFrriieeiirraa;; 44 CCoorrtteeggaaddaa;; 55 RRiibbaaddaavviiaa;; 66 CCaassttrreelloo ddoo MMiiññoo;; 77 OOuurreennssee;; 88 BBaarrrraa ddoo MMiiññoo;; 99 OOss PPeeaarreess;; 1100 CChhaannttaaddaa;; HH aallttuurraa ddeell rrííoo;; HHaa aallttuu-- rraa aabbssoolluuttaa ddee llaass tteerrrraazzaass;; RRiiSSuuppeerrffiicciiee ddee eerroossiióónn.. EEssccaallaa:: vveerrttiiccaall 11//2200..000000;; hhoorriizzoonnttaall 11//770055..888822.. CAD. LAB. XEOL. LAXE 23 (1998) Evolución geomorfológica 187 ———————————————————— Replano Sector Ourense Sector Chantada ———————————————————— R600 -- R500 -T 8, T9 R400 T13, T14 T7 ———————————————————— De la correlación entre replanos y terrazas se ve como los aplanamientos R600 y R500 marcan el límite superior del encajamiento. Por debajo hay otras dos franjas, (entre 420 y 300 m.s.n.m.), con una mayor concentración de restos de terraza. En el primer caso es poco evidente su correlación con terrazas de otros sectores estudiados. Sin embargo, hacia Ourense se asocia al aplanamiento R400 y el nivel 300 m.s.n.m. se puede seguir hasta Barra do Miño. En síntesis: 1) además del nivel T0hay nueve niveles de terrazas erosivas a diferentes alturas relativas (Figura 7 y Tabla 4); 2) la mayoría de los niveles solo están representados al Sur de Chantada, en un sector donde las terrazas con representación más contínua corresponden a los niveles T7y T6; 3) se observa una zona sin terraza de 100 m entre la última terraza (T1) y el nivel actual del río; 4) entre Os Peares y Chouzán, distantes 8 km, desaparecen los niveles de terraza T1a T6inclusive y hay muy pocas terrazas entre Portomarín y Chantada. 3.2.2. El Sector de Ourense Abarca desde Os Peares a Ribadavia. En él las terrazas son frecuentes y con mayor continuidad lateral que en el Sector de Chantada. Su distribución cubre la franja de alturas comprendida entre los 80 y los 480 m.s.n.m., llegándose a contabilizar hasta 15 niveles de terrazas erosivas. El borde superior del encajamiento viene señalado por un replano en torno a los 400 m (R400) que consideramos como una superficie de erosión fluvial, intercalada en la secuencia de terrazas erosivas del rio Miño. En este sector la tónica general es la de valles amplios que desmantelan parcialmente el R400. Por debajo de ese aplanamiento se identificaron quince niveles de terraza (Figura 7 y Tabla 4). Los niveles T13-T15 equiparables al R400, sólo se han preservado en las inmediaciones de Os Peares. En general no es evidente la correlación de los quince niveles identificados, con los definidos previamente (VIDAL-BOX, 1941; GONZALEZ LODEIRO et al, 1974b; CHAMON & FERNANDEZ POMPA, 1974; PEREZ-ALBERTI, 1978; ARAUJO, 1982; 1990) por otros autores. 4. DDIISSCCUUSSIIÓÓNN FFIINNAALL 4.1. CCoonnssiiddeerraacciioonneess ggeenneerraalleess Se ha definido la historia evolutiva para el área estudiada estableciendo una secuencia cronológica relativa basada en criterios como: altura de las superficies, estado de degradación, tipo de límites de los aplanamientos, desarrollo o no de terrazas tanto erosivas como acumulativas, relaciones de estas con los niveles de aplanamiento. Al carecer de criterio alguno para definir basculamientos, hundimientos o levantamientos se ha eludido considerar en la medida de lo posible ese tipo de datos en la historia geomorfológica, o al menos si se ha hecho alguna referencia a 188 Vidal Romaní & Yepes Temiño CAD. LAB. XEOL. LAXE 23 (1998) ello sólo lo fué a título de hipótesis alternativa. La secuencia de terrazas definida ha permitido distinguir en los principales ríos, intervalos de encajamiento rápido (caracterizados por la pobreza o ausencia de niveles de terraza), de otros en que la incisión ha sido más lenta con buen desarrollo lateral de niveles de terraza e incluso de superficies de aplanamiento. Aunque aparentemente nuestra aproximación a la historia geomorfológica de la zona es simple nos ha permitido construir su evolución desde el Mesozoico. Conviene tener en cuenta que el problema de la falta de dataciones absolutas es común a gran parte de la vertiente occidental del Macizo Hespérico Peninsular, (NONN, 1966; COUDE GAUSSEN, 1980, 1981; VERGNOLLE, 1990; PEREZ-ALBERTI, 1990; REY, 1990; PAGES, 1996, CANTANO, 1996; YEPES, 1998; FERRUS PINYOL, 1998) aunque en el interior de la Península Ibérica (MARTIN SERRANO (1988) los criterios de datación y correlación parecen más precisos. Aunque las cuencas terciarias comprendidas en la zona de trabajo (Maceda, Xinzo de Limia, Quiroga, Monforte de Lemos), son mal conocidas, utilizando los criterios propuestos en nuestro trabajo, es posible definir para ellas una cronología relativa dentro de la secuencia de terrazas y superficies correspondiente a la zona. Esto ha permitido rectificar afirmaciones de autores anteriores (NONN, 1966; VERGNOLLE, 1990; PEREZ-ALBERTI, 1990) y correlacionar nuestra área de trabajo con otras del Macizo Hespérico Peninsular (MARTIN SERRANO, 1988; PAGÉS, 1996; CANTANO, 1996; YEPES, 1998). Está claro que la influencia real de la tectónica en la morfología se empieza a conocer sólo cuando se entiende la historia geomorfológica de Galicia bajo la perspectiva de la tectónica de placas. Ello obliga a desestimar una interpretación del relieve gallego basada en movimientos de bloques o ligada simplemente a procesos distensivos, como lo entendían los autores previos a este trabajo, (HERNANDEZ-PACHECO, 1949; NONN, 1966; VERGNOLLE, 1990; PEREZALBERTI, 1990); siendo ahora evidente que el modelo de bloques solo es aproximadamente válido, (VANNEY et al., 1979; BOILLOT, 1988) para el borde occidental sumergido de Galicia, zona de máximo estiramiento litosférico; pero carece de utilidad en la zona emergida del extremo occidental de la Cordillera Cantábrica, donde se superponen dos tipos de tectónicas: compresiva (la principal) y distensiva (la secundaria). En la literatura previa se mencionan igualmente como ligadas a la tectónica de bloques, la elevación o subsidencia de estos, sin proporcionar nunca otros datos cuantitativos, (HERNANDEZ-PACHECO, 1949; BIROT y SOLE, 1954; TORRE-ENCISO, 1954, 1958 y 1970; NONN, 1966; DE GROOT, 1974; SOLE, 1983; MARTIN-SERRANO, 1989) que no sean pequeñas discordancias angulares apreciables en la serie terciaria. Concretamente, DE GROOT (1974) alude a una discordancia angular en la Cuenca de Monforte, que no supera 1º. Otros autores (BIROT Y SOLE, 1954; MARTIN SERRANO, 1994 b), abundan en la misma idea basándose en argumentos topográficos. Sin embargo, discordancias CAD. LAB. XEOL. LAXE 23 (1998) Evolución geomorfológica 189 de igual o aun mayor grado son apreciables también en las series terciarias de las cuencas norteñas (As Pontes, Meirama; MONGE, 1987), sin implicar por ello basculamiento alguno sino una deformación de la serie sedimentaria, incluso en épocas subactuales. Sin que ello signifique negar la impronta de la tectónica, mientras que ésta ha producido claramente desplazamientos en la horizontal es difícil, hasta ahora, cuantificar los que existieron en la vertical, si los hubo. Otro ejemplo de basculamiento de superficies citado en la literatura previa a este trabajo es el que produce la desnivelación entre la Penillanura Baja y la Penillanura Inferior en Maceda. La correlación entre los fragmentos de esa «misma superficie» se basa ya en su parecido morfológico (HERNANDEZ-PACHECO, 1949), o en la similitud de los depósitos tipo raña (Formaciones Pías y Veigachá) que la recubren a ambos lados de la falla de Maceda (PEREZ-ALBERTI, 1990, 1993). Sin embargo ninguno de los dos argumentos es verosímil si se considera por una parte el caracter diacrónico de la raña (MARTIN-SERRANO, 1991) y que los datos de campo señalan una desconexión lateral de los depósitos referidos, en el momento de su sedimentación. En cuanto a la antigüedad de las superficies, parece algo ajustado atribuir una edad pliocena superior a la Penillanura Baja (HERNANDEZ PACHECO, 1949), por lo menos si se acepta que Penillanura Baja y Penillanura Inferior tienen que dislocarse por el escarpe de la falla de Maceda y éste se encuentra bastante degradado en el sector meridional como para tener una edad tan reciente. Al no existir en la zona de trabajo ningún estudio de detalle sobre la serie terciaria; o una explotación lignitífera, como ocurre en el norte de Galicia, todas las interpretaciones sobre la tectónica terciaria proceden de observaciones de superficie y sondeos, las más de las veces muy espaciados. Todo esto aconseja cautela a la hora de reconstruir la evolución geomorfológica de la zona en el Mesozoico-Cenozoico. Hasta aqui el problema ha sido reconocer la relación entre los elementos morfológicos (terrazas, aplanamientos, encajamientos) y la génesis de las cuencas terciarias presentes en el área; que en algunos casos (Monforte, Xinzo de Limia) son las de mayor extensión de toda Galicia y de muy diversos tipos. Utilizando criterios diversos podemos intercalar la generación de las fosas terciarias en la secuencia geomorfológica definida. Se distinguen dos direcciones morfoestructurales significativas: NE-SW y NNW-SSE a NW-SE (Figura 1 y 8). La dirección NE-SW se asocia a uno de los extremos occidentales del Cabalgamiento Basal Pirenaico, (SANTANACH, 1994), con una actividad que habría sido direccional sinistra con funcionamiento de tipo pull-apart. La dirección NNW-SSE a NWSE, representada en la falla de Maceda, funcionó como una fractura direccional dextral (SANTANACH, 1994; YEPES, 1998). El hecho de que los escarpes morfoestructurales de Xinzo de Limia estén truncados por la fosa de Maceda, le confiere a la fosa de Xinzo una mayor antiguedad que la fosa de Maceda y que la R600, que lo corta cerca de Luintra, (sierra do Cabalo y Llanos de Monteverde) y a la R800 que igualmente hace lo propio cerca de 196 Vidal Romaní & Yepes Temiño CAD. LAB. XEOL. LAXE 23 (1998) MARTÍN SERRANO (1982) sobre una antiguedad del terciario gallego, mayor a lo admitido hasta ahora. 66.. AAGGRRAADDEECCIIMMIIEENNTTOOSS Este trabajo forma parte de una Th. D. (YEPES, 1998), que se ha beneficiado de una beca predoctoral de la Xunta de Galicia. Querríamos agradecer las observaciones realizadas a 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. Gutierrez (I.T.G.E.), H. Esteve y M. Romero (Geología, U.C.M.). CAD. LAB. XEOL. 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