Formas y Paisajes Graníticos.pdf

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UNIVERSIDADE DA CORUÑA

FORMAS YPAISAJES GRANÍTICOS

JUAN RAMÓN VIDAL ROMANf CHARLES ROWLAND TWIDALE

FORMAS Y PAISAJES GRANÍTICOS

UNIVERSIDADE DA CORUÑA SERVICIO DE PUBLICACIÓNS MARZO 1998

PORTADA: Peña Sirio. Inselberg granítico tipo bornhardt en la Pedriza de Manzanares (Sierra de Guadarrama, Madrid, España).

MONOGRAFÍAS Nº 55 EDICION

UNIVERSIDADEDACORUÑA SERVICIO DE PUBLICACIÓNS ©DE ESTA EDICIÓN

UNIVERSIDADEDACORUÑA

Imprime: Tórculo Artes Gráficas, S.A.L. Plaza Maestro Mateo, 9 A Coruña

I.S.B.N.: 84-89694-58-3 D.L. C- 0475-98

Este libro con dos autores y dos cult uras detrás, t iene también una doble dedicatoria. Pero los responsables del mismo aceptamos el uno la dedicatoria del otro. Por la parte anglosajona esta edición se dedica a Bil l Bradley, Dusty Ritter, Bob Sharp, Heli Wopfner y al recientemente fallecido Clyde Wahrhafting, todos ellos distinguidos científicos, crít icos constructivos, leales am igos y personas íntegras, representantes genuinos de una auténtica especie amenazada. Por la parte española está dedicado a la memoria de Don Isidro Parga Pondal, fundador del Laboratorio Xeolóxico de Laxe e investigador pionero de la geología gallega y es también un sincero homenaje de Isaac Díaz Pardo, generoso y desinteresado amante de Galicia y promotor de todos los estudios dedicados a mejorar el conocimiento de ésta, inclu idos los geológicos. Sin todas estas personas este libro no hubiera sido posible o no al menos en su versión presente.

1 . FORMAS Y GEOLOGI A DE LOS TERRENOS GRANfTICOS

(A) Formas típicas y paisaje . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

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.15

(B) Trabajos previos .... . .. . .. . . . ... . .. . ... ... ..... . .. . ....... . . . ............ 16 (C) Localización ... . . .. . ....... .. . . . .... . . .. . . . ...... . . . . .. ... . ..... . . . . . . . .17 (D) Granito: definición y composición ..... . . . .... . ..... . . . .. . . ...... .. . . ... . .18 (E) Propiedades físicas . . .... ... .. . ...... .... .. . .. . ...... . ........... . ... . ... .21 (F) Sistemas ortogonales de fracturas .. ...... . . ... . ..... . . . ........... . . .. ...22 (G) Fracturación y red de drenaje . . . . . .. . .. . . . . . ..... . . . .. . ... . . . . ... ....... .24 Bibliografía . . ..... . .. . .. ... . . . .. . . . . . ...... . .. .... ... .. . ..... . . . . . . . . ... . . ..27 Fotografías e ilustraciones .. ... .. . . .. .... .. . . .. . .. . .. . . . . .. ... . . ... . . . ... . .. .31 2 . FRACTURAS Y ESTRUCTURAS DE DESCAMACIÓN

45

(A) Terminología ... .. ... . . . .. . . . . . . .. . . . . . . . . .. . . .. ... . . ... .. . . . . . ... . . . ... .47 (B) Descripción y características .. . .. .. . .... ... ..... . .. ... ....... . . . . . . .. . . . . .48 (C) Teorías sobre su origen ...... . . .. ... . .... . .. . .. . ............. ... ... . . . . . .49 (i) Explicaciones exogenéticas. (ii)Explicaciones endogenéticas. (D) Resumen . ... . . . . . . . . . . .. . . . . . . . . . . . ... . ... . ............ . ..... . .. . . ... . .57 Bibliografía . . ... . .... . ....... . . . . ..... . . . . . . . .. . .. . . . . . . . ... . .. . . . . .... .. . . .59 Fotografías e ilustraciones .... . .................. . ........ . .. . .. . .. . . . ..... . .61 3. ALTERACIÓN

71

(A) Definición y significado ..... .. . . ... .. ... . ... . ........... . ...... . .. .... ... 73 (B) Desintegración física . . ... . . . .. . . .. . .. . . . . . ......... . . . ... .. . .. . . . . .... . . . 74 (C) Alteración química. . . . . ... . . . . .. .... .. . . . . . . . . . . . . . . . . ...... . . . .... .. .. . . 76 (D) El camino de la alteración en el granito .. .. ........ . .. . . . . . . . .. ... .... . ... 77 (E) Controles de la alteración . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . ... ... .. .. .... .. . . . . . . . . . 79 Bibliografía .. . . ... .. . . . . . . .. . . . . . . . . . . .... . . . . . ..... . . . . . ..... . . . ........ ... 83 Fotografías e ilustraciones . . . . . . . .. .. . . . .. . . .. . . . .. ... . . .. ... . ... ... .. . . . .. . . 85

4 . LLANURAS: LA FORMA GRANÍTICA PREVISTA

9 1

(A) Meteorización y superficies de bajo relieve . . ... . ..... . ........ . . . . . .... . .. 93 (B) Llanos de origen epigénico (subaéreo) ..... . . . ...... . . . . ... . . .. . .

. . 94

(i) Llanuras redondeadas y onduladas.

(ii) Pedimentos (iii) Relaciones entre pedimento y peneplano. (C) Llanuras de corrosión química en el granito . . . . .. . ... .. . . . . . . . . . ... . . ... . 101 (D) Llanuras muy planas .......... .

. ...... . 103

(E) Conjuntos multicíclicos y escalonados . .

. . . . 104

(F) Llanuras exhumadas . . .. . . . . . . . . .. . .. .. . . . . . . . . .. .. . . . . .. . .. . .. . . ....... 106 (G) Resumen .. .. ...... . .. .. . . .. .. . .. . . . . ... . . . ... . . . . . .. . .. . .. . .. .. ... . ... 106 Bibliografía . ..... .. . . . . ...... .. . ... . .. .. .. . .. . .. .. .. . ... .... .. . . . .. .. . . .... 109 Fotografías e ilustraciones . . . . . . . . . . .. . . . .

. . . ... ... .. .. ....... . .. .. .. .... 113

5 . LOS BLOQUES COMO E J EMPLOS DE FORMAS DE DOS O M ÁS ETAPAS

123

(A) El proceso de corrosión química (grabado) o de las dos o más etapas . .. . . 126 (B) Morfología y situación .... . . . . . . ..... . .. .. . .. .. . . ... . ........ . . . . ... . ... 126 (C) Explotación subsuperficial de las fracturas ortogonales y el desarrollo en dos etapas... 126 (D) Formas tect ónicas y estructurales . .. .. .

130

(E) Tipos de alteración periférica o marginal .

132

(F) Causas de la alteración periférica . . . . . . . . .. . .... . ... .. . . . .. . . . . ... . . . .. .. 133

(G) Evacuación del grus ... . ... . . . . . ... . .. . .. . .. . .. . .. . ......... . . . ...... .

136

(H) Bloques de origen epigénico . . . . . . . . . . .. . . ... . . . . ... .. . . . . . ... . . . ... .

137

(1) Resumen .... . ... . .. . . ......... ....... . . . ....... . . . .. . .. ... .. . ... .. . . . . . 138

Bibliografía . .... .. .. .. .

. . . . 139

Fotografías e ilustraciones .... . .. . .. .. .. . . . . . . . . 6 . INSELBERGS Y BORNHARDTS

. . .. .. .. 141 15 1

(A) Definiciones y terminología . . ...... . .. . . . . . . . .. .. .. ..... . . ...... .... . . . 153 (B) Características de los bornhardt ..... . ..... . . .. . . . .. . . .. . .. . ........ . .. .. 155 (C) Teorías sobre su origen

. . ... . .. . ... . . . . . . . . . . . .. .. .. . . . . ............. 155

(i) Medio en el que se desarrollan

(ii) La hipótesis del retroceso del escarpe

(iii) Estructura: fallado y litología (iv) Variaciones en la densidad de fracturación (v) Alteración diferencial subsuperficial y el concepto de las dos (o mas) etapas (D) Pruebas y argumentos referentes al origen de los bornhardts... . . ... . .... 167 (i) Contrastes de la meteorización en montañas y llanuras. (ii) Domos incipientes (iii) Iniciación subsuperficial de las formas menores (iv) lnselbergs escalonados y laderas zapadas (v) Modelos locales y regionales en el plano (vi) Coexistencia con formas asociadas a compresión. (vii) Situación topográfica (viii) Su coincidencia en paisajes multicíclicos (ix) Bordes definidos por fracturas (x) Edad de los bornhardts. (E) Bornhardts exhumados e inselbergs . .. ... . . . ... .... . .. . . ......... . . . . . .. 175 (F) Antiguedad y paisajes de inselbergs . .. . ... ... ........ . . .. . . ... . .... . . . .. 176 (G) Resumen . ....... ....... ........... . ... .. .......... .. .. .. . . .. ......... . 176 Bibliografía ... ........... . ........ .. .. ... .. . .. . .... .. ... . .. .... .... .. . . . ... 179 Fotografías e ilustraciones ... . ..... . .. . ... . . . .. . . ..... . ... ..... . .... .. . . . ... 183 7. OTROS RESIDUALES Y GRANDES RELIEVES GRANÍTICOS

203

(A) Relieves aislados . .. .... . . ..... . . .. . . . . . .. .. . ..... . . .. .. . . .... .. . ... . . . . 205 (i) Nubbins (ii) Castle koppies o rocas acastilladas (iii) Formas cónicas o medas (iv) Torres y formas apuntadas (B) Macizos . . . . ... ....... .. . .... . . ... . . .... .. . ...... . .. .. .. . . ..... . ........ 211 (C) Regiones de todo inclinado .... . ..... . . . ... . . .......... .... ... . ......... 212 (D) Discusión . ... . . .. .. . .. . . . .. . . .. ...... .. . . ....... . ... . ..... ..... ..... ... 213 Bibliografía . . . ........ . .... . .. . .. . . . .. .... . . ....... .. .... .. .. . ........ . .... 215 Fotografías e ilustraciones ... ............... .. .......... .. ......... .. ....... 217

8 . FORMAS MENORES DESARROLADAS SOBRE SUPERFICIES INCLINADAS

227

(A) Paredes zapadas ................... ..... . .. . .. . .. . ..... . ........ . .. . .... 229 (i) Descripción y características (ii) Origen (iii) Cambios después de la exposición subaérea (B) Paredes basales corroidas y otras variantes . ... ... .... .. .. . ........ . .. .. .. 233 (C) Alteración de pie de escarpe, erosión y ángulo de piedemonte . . . .. . ..... 234 (D) Plataformas rocosas . . . . . . . . . .. .. . . .. .. . . .. . . . ... .. . . . ..... . .... ... ..... 236 (i) Descripción (ii) Origen (E) Depresiones de pié de pared ....... .. .. . ... ... . . . . . . . .. . . . ..... .. ....... 237 (i) Descripción (ii) Origen (F) Ranuras y acanaladuras .............. .. .. .. ........ . ......... . ...... . ... 239 (i) Descripción (ii) Origenes (iii) Iniciación subsuperficial (iv) Inversión Bibliografía .... . . .. .. .............. . .. ... . .... . . .. . .... . .. . .. . .. . .. . . . .. ... 249 Fotografías e ilustraciones ... . .. .. . . . ... .... . . .. . . ... . . . . ... .... .. . . ....... . 251 9 . FORMAS MENORES DESARROLLADAS SOBRE SUPERFICIES POCO INCLINADAS

267

(A) Pilas o pilancones .... . ..... . ............. . . .. . .. . ........ . ...... . .. .... 269 (i) Descripción (ii) Terminología (iii) Origen (iv) Diferenciación de los tipos principales y de pilas (v) Evacuación de los detritus (vi) Velociad y tasa de desarrollo (8) Plintos, bloques y bolos asociados ....... . . . . . .. . .. . .. .. . ... . . ... . . . . . .. . 280 (i) Descripción (ii) Origen

(C) Rocas pedestal ... ............ . ........ . ..... . . ...... . . . . . ... ..... ... . .. 281 (i)Terminología (ii) Origen (D) Acanaladuras o regueros ..... . .. .. . . ... .... ..... . ..................... . 282 (i) Terminología. ii)Descripción. (iii) Origen. (E) Levées rocosos .. ....... . . . . ........ . . . . .. . . . . .. . . ...... .. . .. . . . . . ... . .. 285 (F) Rosquillas rocosas .. . .. . ... . . . . ..... . ... . . . .......... . . . . . ... . ... ....... 286 (i) Descripción (ii) Origen (iii) Pruebas y argumentos (G) Fuentes .... .. .... . . . . ... . ... ... . .. . .... . ...... ..... . . ... .......... .... . 288 Bibliografía . ............. . .............. . .. . .. . .. . .. . .. . .. . ........... . .... 289 Fotos e ilustraciones . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

. . .. .. ... ............ 291

1 O. CUEVAS Y TAFONI

303

(A) Consideraciones generales ............ . ... . .. ... .... . ... . . . . . . ... . ... ... 305 (B) Cuevas asociadas con núcleos residuales y grus

. . . .. ... .. . .. . ... 306

(C) Cuevas asociadas con fracturas .. . ..... .. . . .... . .. . . .. . . . . . . . . . . .. . . . . ... 307 (D) Tafoni ... . ..... ... ........ ........... . . .... . ..... . . .... . ... .. . ..... . ... 307 (i) Descripción (ii) Procesos (iii) Etapas en su desarrollo (iv) Encostramientos y otros recubrimientos (v) Resumen (E) Espeleotemas y otras formas constructivas.

. .............. . . . . . .. 321

(i) Depósitos granulares de acumulación por acción de la gravedad (ii) Depósitos por disolucín y/o precipitación química (iii) Coladas y mini goups (iv) Depósitos orgánicos Bibliografía . ... . .. .. .. ... ... . .. . .... .. ... . . . ............... . . .... . .. . .... . . 325 Fotografías e ilustraciones ...... . . . ... . ...... . ... ....... . . .. . ........ . ...... 327

1 1 . BL OQUES HEN DIDOS Y LAJAS

335

(A) Rocas hendidas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. . . .. . . . . . . .. . .. . .. . .. . . .. .. . ....... 337 (i) Descripción (ii) Origen (B) Bloques partidos dislocados ... . . .... . . .. . ..... . . . . .. . ... . .. . . . .. . . . . . ... 339 (C) Lajas desplazadas . ..... .. . .. . .. ..... .. ...... . . .. .. . .... . .. . ... .. . .. . ... 340 (i) Formas en A (ii) Lajas imbricadas (iii) Lajas desplazadas (iv) Caos (v) Cuñas (vi) Origen de las formas (vii) Relación entre las formas en A y las crestas de presión (D). Rot uras poligonales . . . . .. . .. . .. . . . . .. . ... .. . . . . .. . ... ... .. ... .. . . . . . . . . 350 (i) Descripción (ii) Interpretaciones previas (iii) Pruebas (iv) Explicaciones Bibliografía ... . .. ... . .

. . . . ... .. . . . . . . . . ... . . . . . . . . . ... . .. . .. . . . ... .. . .... 357

Fotografías e ilustraciones . . .. . ..... . . . . .. . . . .. .. . . . .. . . .. .. . ... . . .. ... .. .. . 359 1 2. EL GRANITO Y SU ZONALIDAD O AZONALIDAD CLIMA TICA, LITOLÓGICA Y ESTRUCTURAL. EL CASO DEL CONTEXT O COSTERO

373

(A) Introducción . .. . .......... .. .... .. ... ... . ..... ......

. . . ......... . ... . 375

(B) Zonalidad, azonalidad, litógica y estructura l ... . .. . ... .

. . . . . . . . ...... . 376

(C) Zonalidad y azonalidad climáticas ...

. . . . . . . . .. . . .. . .. 380

(D) El contexto costero .. . . . ....... .. ... . . .... . ..... . . . .. ....... . . . ... . .... . 382 Bibliografía .. .. . .. .... .. .. . ......... .. .... .. . .. . . .

. .... . . . ... . . . . ... . 387

Fotografías e ilustraciones .. . ... . ... . . .... . . . . . . . . .... . . . . . . ..... ... . . . . . ... 389 1 3. VISIÓN RETROSPECTIVA Y FUTURO

Fotografías e ilustraciones

403

41 1

Prefacio y agradecimientos.

Los autores tienen una gran deuda de gratitud con muchas personas y organizaciones sin cuyo apoyo y ayuda a la investigación, y en concreto en las investigaciones de campo en las que se basa este libro no podrían haberse realizado. El Australian Research Council (y sus anteriores predecesores) ha apoyado y continúa haciéndolo las investigaciones sobre los distintos aspectos de la evolución de las formas granít icas. Las universidades de Adelaide y A Coruña también han dado su apoyo y medios y mediante permisos de trabajo y esquemas similares han faci litado el viaje, la consulta y la colabora ción entre los autores sin la que este libro no hubiera sido posible. No podemos hacer mención expresa, debido a su elevado número, del interés y el apoyo manifestado por personas de muy distintas partes del Mundo que nos han dado su tiempo asi como el beneficio de su conocimiento para el acceso a zonas difíciles, pero si queremos expresar nuestro reconocimiento a la organización de la World Wildlife Foundation Madagascar en especial a Hanta Rabetaliana y Peter Schachenmann que facilitaron el acceso de uno de nosotros al Macizo de Andringitra, asi como a los responsables del Parque Nacional da Peneda-Gérez en Portugal por su apoyo durante nuestra investigación en esas zonas de acceso restringido. También a todas las demás les damos las gracias. Debemos también una especial gratitud a las Dras Liz Campbell y Jennie Bourne, que durante muchos años han sido críticas, entusiastas y animosas colaboradoras en la investigación de campo, asi como a los coautores de muchos de los trabajos que son la base de este libro: Mr Peter Moss, Liz Campbell, Mrs Noreen Shepherd y a Pilar Pintor que contribuyó a agilizar los problemas d e la doble versión de este libro en inglés y en español, contribuyendo a eliminar muchos errores. Debbie Haggar es la responsable de la mayor parte de los dibujos y Jacie Davis de su reproducción. Finalmente el maquetado de texto y figuras son resultado del impecable trabajo de Juan Ouro. En el texto aparecen palabras referentes a formas graníticas en muchos idiomas. Debido a su uso habitual enre los geomorfólogos del granito no se han diferenciado del resto del texto en español, entrecomillándose únicamente las palabras en latín o las citas literales de otros autores.

1 FORMAS Y GEOLOGÍA DE LOS TERRENOS GRANÍTICOS

1 FORMAS Y GEOLOGÍA DELOS TERRENOS GRANÍTICOS

(A) FORMAS TÍPICAS Y PAISAJES

M

uchas de las formas comunes de origen climático y estruct ural se desarrollan tanto sobre granitos como sobre cualquier otro tipo de roca. Asi ocurre que los escarpes de falla y los valles de escarpe de línea de falla, asi como otras formas, se desarrollan bien tanto en el granito como en cualquier otro tipo de roca. Los paisajes graníticos glaciados tienen la huella ca racterística de los glaciares o de los casquetes de hielo, y donde están recubiertos por encostramientos lateríticos o de silcreta, por ejemplo, se desarrollan formas tipo plateau (Fig.1.1). Ninguna forma del paisaje es enteramente peculiar de, o se desarrolla solo sobre granitos. Todas las que aparecen sobre rocas graníticas se encuentran también en los afloramientos de otras rocas (ver Capítulo 13). Por otra parte, numerosas formas del paisaje, mayores o menores, se desarrollan comúnmente sobre el granito más que sobre cualquier otro tipo de roca, y pueden así ser consideradas como características de ese tipo de terrenos. Realmente muchas de las formas del paisaje y conjuntos de formas que se desarrollan sobre los granitos son lo suficientemente distintivas como para permitir con una gran probabilidad de éxito identificar los afloramientos graníticos a gran distancia o por teledetección. Bolos y bornhardts, koppjes y nubbins, asi como toda una serie de formas menores, principalmente características como pilas y acanaladuras, son típicas de los terrenos graníticos

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Formas y Paisajes Graníticos ~~~~~ ~~~ ~

(Fig.1.2). Las colinas graníticas, y en particular los bornhardts, se sitúan aislados como los inselbergs, al lado de extensas llanuras, que son las mayores formas graníticas, dando origen a los paisajes de inselbergs o lnselberglandschaften que tanto han cautivado las imaginaciones de los primeros viajeros en Africa oriental y del sur, India y Australia central (Fig.1.3). (B) TRABAJOS PREVIOS

as formas del paisaje y los terrenos graníticos han despertado el interés de los geólogos, geógrafos y geomorfólogos durante más de dos siglos, de lo que ha resultado una voluminosa literatura en libros y revistas. Bolos y pedimentos, bornhardt y pilancones, estructuras de descamación y tafoni, y muchas otras características de los aíloramientos graníticos, han generado discusiones en varias lenguas. Los inselbergs son características espectaculares del paisaje hasta el punto de que han merecido un número especial de la revista Zeitschrift für Geomorphologie. Las formas graníticas se analizan en muchos textos generales de geomorfología, asi como en informes regiona les y en monografías referidas a aspectos parciales de la geomorfología. Por ejemplo las formas graníticas aparecen como algo grandioso tanto en los ensayos de Worth en Dartmoor, como en los textos de Thomas que tratan de la geomorfología tropical, o en los informes sobre los paisajes de Africa según las percepciones de King, o en las discusiones de Büdel sobre geomorfología climática y en el tratado de Ollier sobre alteración. Son destacables las monografías referidas a formas estructurales, como por ejemplo las publicadas por Birot. porTwidale y por Ritchot, asi como en el análisis de zonas de escudo debidas a varios autores franceses y editada por Godard, Lagasquie y Lageat. Hay varios estudios regionales y tesis publicadas sobre áreas esencialmente graníticas. Es el caso de la Tesina de Bourne referida a formas graníticas del NW de la Península de Eyre y de la Tesis Doctoral de Campbell desarrollada en los Gawler Ranges, que aunque formados por dacitas y riolitas se relacionan con los estudios de formas graníticas. Sin embargo, es sobre el Macizo Hercínico en Europa con los granitos como su litología más diferenciada, donde se ha realizado una gran cantidad de estudios. Por ejemplo en la Península Ibérica, Pedraza y sus colegas han aportado una descripción de La Pedriza de Manzanares en el centro de España. Lagasquie ha publicado un análisis detallado perceptivo de las formas graníticas en zonas de los Pirineos mientras que el equipo de Palli Buxó ha trabajado intensamente en la morfolog ía de los granitos de la Costa Brava catalana. Las formas graníticas han dado lugar a muchas tesis doctorales específicas. En la Sierra de Guadarrama, las de Centeno y Sanz Herraiz, en la Costa Brava la de Roqué, en Galicia la de Vidal Romaní y De Uña Alvarez y en el Norte de Portugal (Serra de Gerez) la de Coudé Gaussen.

L

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Capitulo 1: Formas y Geologlo de los Terrenos Groniticos

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En otras zonas del Hercínico europeo, como la Isla de Córcega está la tesis doctoral de Klaer o los trabajos de Matschinski y Popoff. Se da el caso de que es precisamente en los granitos del Sistema Hercínico europeo donde se define una de las formas, junto con los inselbergs, más característica, como es el tafone descrito en la Sierra de Guadarrama (de Prado), y luego en Córcega (Reusch) y en Galicia (Hult). En cuanto a las monografías referidas especialmente a formas graníticas en términos de geomorfología granítica, debe destacarse la de Wilhelmy. Godard por su parte ha aportado un estudio extremadamente preciso sobre los terrenos graníticos considerándolos desde ambos puntos de vista: geomorfológico y geográfico. Hace quince años, Twidale publicó un estudio sobre la geomorfología granítica que, en cierta medida constituye la base de esta revisión, aunque el alcance de esta monografía es más abierto y el análisis más amplio y actualizado.

{c) LOCALIZACIÓN

Los

granitos son como burbujas de material siálico (palabra nemotécnica que se deriva de los dos componentes mayores de la roca: silicio y aluminio) procedentes de la base de los continentes, aunque enigmáticamente los granitos pueden aparecer en zonas· de islas oceánicas como las Seychelles hacia donde han sido expulsados desde el bloque cortica l originario( en este caso lo que corresponde ahora a la Península de la India), y que han sido dejados atrás durante la migración de la Placa Indica. Los g ranitos dan lugar a extensos afioramientos en las zonas de escudo, que forman los antiguos núcleos de cada continente (Fig. 1.4) y también de los orógenos. Estas rocas también pueden intruir en los sedimentos de plataforma dando cuerpos en general pequeños, pero que a veces pueden alcanzar dimensiones notables. Las masas continentales ocupan casi un tercio de la superficie de la Tierra aunque, en ambos sitios zonas continentales o plataformas y taludes continentales, los recubrim ientos superficiales de otros materiales reducen los afioramientos graníticos a, alrededor del 15% de las áreas continentales, es decir aproximadamente el 4.5% de la superficie terrestre. Los granitos resultan del repetido emplazamiento desde los tiempos geológicos primeros hasta la actualidad, de masas magmáticas procedentes de la refusión de rocas previas cuando el material de partida es ácido o de procesos variados de diferenciación magmática, asimilación magmática o de mezcla de magmas, cuando el material de partida es básico. Se pueden originar en zonas de col isión entre placas continentales o en zonas de subducción. Las mayores masas graníticas (migmatitas) se originan por refusión de sedimentos u otras rocas preexistentes en contacto con los magmas ascendentes desde zonas subcorticales o desde el manto superior. Independientemente de su origen y de sus característ icas petroló-

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Formas y Paisajes Graníticos

gicas, estos cuerpos magmáticos se denominan plutones, un nombre que viene de Pluto, el dios del mundo subterráneo y de la muerte en la mitología griega y romana. Los plutones se clasifican según su tamaño y su forma, pero principalmente según q ue sean concordantes o d iscordantes con respecto a las estruct uras de la roca en la que intruyen. Los batolitos son cuerpos intrusivos masivos con forma oval o de escudo en el p lano. Sin embargo, su diámetro parece mantenerse o incluso aumentar hacia el interior de la Tierra, aunque cuando son excavados en profu ndidad parecen tener, en general, una forma globular o lenticular o incluso llegar a desaparecer. M uchos bato litos son más complejos al estar constituídos por varios plutones individuales. Asi, el batolito de Sierra Nevada, en California, tiene aproximadamente 60 000 km' de superficie y agrupa quizás a unos 200 cuerpos individuales emplazados hace unos 100 millones de años. Los stocks son pequeños batolitos, por convenio menores de 100 km'. Los diapiros son cuerpos globulares discordantes con una terminación lineal en su base que es el cond ucto por el que se emplazó el magma. Los lacolitos son masas int rusivas localizadas a escasa profundidad que han producido una deformación en domo, en la roca encaj ant e. Los facolitos son cuerpos con forma de lámina localizados en la cresta de los anticlinales. Los lopolitos son masas lenticulares con sus zonas centrales deprimidas. Los domos gneísicos son domos estructura les formados en rocas graníticas. Otros cuerpos plutónicos de menor tamaño son los sills o cuerpos tabulares emplazados paralela o concordantemente con estructuras como est ratificación o fo liación de la roca encajante, mientras que los diques, con una similar geometría, son discordantes con las estructuras de la roca caja. Los complejos anulares son grupos de sill o diques arqueados, ovales o ci rculares, relacionados con un centro int rusivo. Aunque varían en forma y tamaño, todos estos cuerpos se han o riginado en la profundidad de la corteza y t ienen por lo tanto un origen p lutónico. (D) G RANITO: DEFINICIÓN Y COMPOSICIÓN

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La

palabra granito se deriva del latín gránulo y significa grano o part ícu la, y fue utilizada por primera vez por Caesalpus en 1596. Desde el Renacimiento en adelante el término fue utilizado para referirse a todas las rocas crista linas. Ahora, el t érmino "granito" está generalizadamente extendido de manera que cualquier persona poco instruida se refiere comunmente a cualquier roca cristalina llamándola g ranito. La roca es en sí misma fam iliar para toda la gente pues el granito es una bonita roca ornamental y p ulida, se usa generalizadamente para recubrir la fachada de los grandes ed ificios y los monumentos. Muchas lápidas d e tu mbas son también de granito.

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Capítulo 1: Formas y Geología de los Terrenos Graníticos

Se han sugerido varias definiciones, pero los granitos se consideran rocas plutónicas, cristalinas de grano grueso con cristales de tamaño de grano de unos pocos milímetros de diámetro y claramente perceptibles a la vista. Estas rocas se describen como macrocristalinas. Los granitos contienen al menos entre un 10% y un 40% de cuarzo libre, además de feldespato y mica. Los dos tipos de feldespato: potásico (ortoclasa, microclina, sanidina) y plagioclasa (anortita, bytownita, labradorita, andesina, oligoclasa, albita) están presentes en la mayoría de los granitos. Las abundancias relativas en feldespatos, potásico y plagioclasa, el porcentaje de sílice y el tamaño de grano, son la base de la subdivisión y clasificación de las rocas graníticas.(Fig. 1.5). Muchos de los nombres dados a las rocas graníticas son por sí mismos identificativos, pero otros aún cuando usados ocasionalmente, y con interés histórico, tienen un origen local. Así, otro nombre que recibe la granodiorita es el de tonalita, que viene de los Alpes Tona le en el Norte de Italia. Los vecinos Alpes de Adamello han dado su nombre a la adamellita. Y las sienitas toman su nombre de Syene, ahora conocida como Assuan, en Egipto, y la monzonita, muy bien conocida por sus afloramientos en la región de Yosemite en Sierra Nevada, California, debe su nombre a la localidad de Monzoni, en el Tirol italiano. Los granitos, como otras rocas cristalinas en que sus minerales constituyentes están totalmente limitados por caras planas, se denominan euhedrales. Cuando no lo están se dicen anhedrales y si la roca es en parte euhedral y anhedral se denomina subhedral. La textura de estas rocas cuando están formadas por cristales anhedrales se denomina alotriomorfa o xenomórfica en contraste con las variantes euhedral o subhedrales que se denominan hipidiomorfa (o subidiomorfa). Cuando los cristales que constituyen los granitos son todos aproximadamente del mismo tamaño las rocas se describen como equigranulares. Pueden ser, sin embargo, de grano fino (p.e. aplita) o grueso (p.e. pegmatita). Algunas rocas cristalinas presentan una distribución marcadamente bimodal en el tamaño de grano, con cristales muy grandes o fenocristales incluidos en una masa de pequeños cristales, y se describen como porfídicas (Fig. 1.6): Los granitos tienen en general una coloración clara y se los denomina leucocráticos ( en oposición a las rocas oscuras o melanocráticas), tienen frecuentemente coloraciones globales, de rosadas o grises y una estructura típicamente masiva. La granodiorita es, con mucho el tipo de granito mas frecuente igualando su abundancia a la del resto de los tipos de granito. Las rocas graníticas transicionan a una serie de tipos desde aquellos en que llega a faltar el cuarzo o este se convierte en un mineral accesorio o incluso puede existir un déficit en Si que es sustituido por Al en las

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Formas y Paisajes Graníticos

estructuras crista linas a aquellas en las que la sílice puede llegar al 60%. En otros casos las rocas se clasifican por su contenido en fe ldespatos, pero tam bién se pueden clasificar en base a su composición. Estas rocas se denominan genéricamente granito ides. Claramente las rocas graníticas varían en composición y en textura no solo entre los diversos tipos que existen de ellas sino dentro de un mismo batolito u otro t ipo de plutón. Aunque solo sea por esta razón las diferentes partes de un mismo cuerpo granítico pueden variar en su respuesta a los agentes de meteorización y por ello dar lugar a diferentes asociaciones de formas. Los crista les de las rocas graníticas pueden presentar como ya se dijo antes, a pesar de su estructura granuda, contornos geométricos, y se llaman idiomorfos, o irreg ulares, y se llaman alotriomorfos. En el primer caso esto nos puede permitir constatar que la orientación cristalina no es al azar, pues algunos cristales, concretamente las m icas y feldespatos, aparecen frecuentemente alineados. En el segundo caso, (cristales alotriomorfos), la orientación cristalina en los, por ejemplo, cuarzos de los granitos deformados, sólo se p uede comprobar (fábrica deformativa), luego de un análisis de sus ejes cristalográficos al microscopio. Las orientaciones según correspondan a un elemento lineal o planar de los cristales se llamarán lineaciones o foliaciones, respectivamente. Las lineaciones son mucho más pronunciadas en los gneises, donde existe adicionalmente una tendencia, en particular para las micas, a formar distintos niveles u hojas, lo que se t raduce en planos según los que es más fácil el hendido (o la foliación). En otros casos, fina lmente, la fo liación o la lineación no se deben a la orientación de los m inerales que componen la roca granítica, sino a las deformaciones sufridas en estado totalmente consol idado. Entonces hablamos de clivaje y esquistosidad. Las características estructurales antes mencionadas: fol iación, lineación, clivaje, esquistosidad y d iaclasado, se relacionan con los episodios deformativos que han afectado desigualmente a las rocas graníticas. No dependen por tanto de su composición, sino de la situación dentro del material en el que se han originado dentro de la corteza y de los procesos tectónicos que lo afectaron, ahora o en el pasado. Se trata de características muy influyentes en el comportamiento de la roca ante los procesos de meteorización y en la morfología fina l de ésta en superficie. Así un mismo tipo de roca g ranítica, dependiendo de que haya sufrido, o no, deformación y roturas de origen tectónico y de que tipo hayan sido estas, puede dar lugar a formas muy diferentes.

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Capítulo 1: Formasy Geología de los Terrenos Groniricos ~~~~~~ ~~

(E) PROPIEDADES FÍSICAS

El granito tiene un peso específico de 2,662. Un metro cúbico de granito pesa del orden de 2.658 Kg., o sea, casi 2 toneladas por yarda cúbica. Su dureza varía según su composición, y principalmente con la proporción y tipo de feldespatos presentes. A pesar de su cristalinidad, el granito en superficie es flexible cuando se halla en forma de placas finas. Como muchas rocas, el granito fresco tiene una considerable resistencia a la compresión, pero también posee una alta resistencia a la tracción. El granito fresco tiene una porosidad y una permeabilidad bajas, pero es penetrable por el agua cuando se halla típicamente fisurado y fracturado. La porosidad, también conocida como permeabilidad de masa, se refiere a la relación entre el volumen de huecos y el volumen total d e la roca, expresado como un porcentaje. La porosidad depende de la forma de los granos constituyentes así como de su gradación de tamaño, empaquetamiento y cementación. Una masa de esferas uniformes con empaquetamiento denso se compone de un 26% de volumen de huecos o de poros, pero en un medio cristalino tal como un granito fresco este valor es comúnmente menor al 1%. La permeabilidad, también conocida como permeabilidad primaria, se refiere a la capacidad de un medio para transmitir fluidos. Difiere de la porosidad en que en ésta los huecos pueden estar desconectados, o ser demasiado estrechos para permitir el movimiento de fluidos por tensión superficial. Los granitos frescos tienen una permeabilidad muy baja, pero las rocas alteradas pueden permitir el paso de fluídos. La penetrabilidad se conoce también como permeabilidad secundaria o adquirida y se refiere a la capacidad de la roca para transmit ir flu idos no a través de la masa rocosa sino vía fracturas y fisuras. La penetrabilidad varía no solo con el número de fracturas por unidad de volumen sino también con su condición- abierta o capilar- y de acuerdo con su modo de conexión. Los canteros que trabajan el granito conocen desde hace tiempo que la roca se hiende más fácilmente en unas que en otras direcciones. En p lanos vertica les o casi vert icales se diferencian tres direcciones de rotura. A liso es la dirección de hendido más fácil, a grano es una dirección intermedia en dificultad y a pelo es la dirección de mayor dificultad. Un levante es un plano horizontal de fácil hendido. Las interpretaciones sobre el significado de estas direcciones va rían, pero algunos consideran que los lisos son microfisuras y dislocaciones cristalinas relacionadas con tensiones tectónicas. Además de estos planos de debilidad también están bien desarrolladas las fracturas o particiones visibles. Las fracturas a lo largo de las que no existen signos detectables de dislocación se llaman juntas, o diaclasas, m ientras

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Formas y Paisajes Graníticos

que si ha existido un movimiento re lativo son fallas. Con frecuencia es difícil demostrar que existe alguna dislocación a lo largo de las fracturas en los granitos y algunas particiones que se llaman juntas se sospecha que sean realmente fallas. La baja porosidad y permeabilidad del granito fresco resaltan la importancia de las fract uras como vías de penetración y transmisión del ag ua. Las fracturas o particiones que se disponen en paralelo se llaman conjuntos, mientras que o rdenamientos repetidos, (que pueden consistir en combinaciones de diferentes conj untos), se conocen como sistemas. Los ordenamientos de fracturas en el granito son frecuentemente complejos, aparentemente al azar y no sistemáticos, aunque otros tienen unas pautas de repetición por lo que se los denomina sistemáticos. El origen de muchas de estas juntas está aun poco claro y se ha recurrido a explicaciones como enfriamiento, presión de flu idos, mareas terrestres y, lo más frecuente a la aplicación de tensiones. En el granito, como en las demás rocas muchas discontin uidades no son sistemáticas pero hay un sistema de fracturas que es bastante frecuente. Se trata de una asociación ortogonal o frecuentemente romboidal, compuesta por tres conjuntos de fracturas que intersectan aproximadamente formando ángulo recto el uno con los otros. Dos de ellas se disponen aproximadamente perpendiculares a la superficie de la tierra pero el tercero lo hace paralelamente a esta. Esta asociación de discontinuidades caracteriza a los granitos pero también a muchas otras rocas masivas (Fig. 1.7). El conjunto constituido por discontinuidades dispuestas esencialmente paralelas a la superficie de la tierra es el conocido como fracturas de descamación (Fig. 1.8). Los tres tipos antes definidos están m uy extendidos y genera lmente coexisten. En los terrenos graníticos son de primera importancia debido a su impacto directo en el desarrollo de las formas. Además sus orígenes se implican en la génesis de otras varias formas graníticas, de rango mayor o menor. Por esta razó n los grandes sistemas de fractura se discutirán aquí separadamente. (F) SISTEMAS DE FRACTURAS ORTOGONALES ~~~~ ~~~~~-

Los

sistemas de fracturas ortogonales en el granito aparecen a varias escalas, desde la reg ional a la de afloramiento (Figs.1.7 y 1.9). H. Cloos relaciona los sistemas ortogonales con el bandeado de flujo en los batolitos (Fig.1 .1O) y Balk ha sugerido que algunas fracturas muy inclinadas pueden ser discontinuidades en abanico, pero en m uchas zonas están relacionadas geométricamente con las estructuras regionales, ta les como lineamientos y grandes fallas conocidas. Este tipo de fracturas se relaciona con esfuerzos.

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Capítulo 1: Formas y Geología de los Terrenos Graníricos ~ ~~~~~ ~~~~~ ~~~~~~~ ~-

Los patrones de fracturación ortogonal o romboidal relacionados con esfuerzos de cizalla se llaman juntas o diaclasas conjugadas, o planos de cizallas si se demuestra que son fallas. Las fractu ras se desarrollan formando un ángulo con el plano de mayor tensión principal cr1 (Fig. l. 11), siendo el eje de cr 1 bisector del sistema de fracturas conjugadas H. Cloos demostró experimentalmente que los sistemas ortogonal y romboidal de fracturas se desarrollan como resultado de una compresión, formando los sistemas de cizalla conjugados dos conjuntos que se disponen aproximadamente a 45° con la dirección del esfuerzo, aunque en realidad la relación angular entre los dos planos de cizalla varía según la fuerza aplicada y la naturaleza de la roca donde actúa el esfuerzo. Cualquier fractura de tensión causada por la rotura frágil se desarrolla en ángulo recto con cr3, el plano de menor tensión principal. En muchas zonas, los sistemas ortogonales de fracturas se relacionan geométricamente con estructuras regionales tales como lineamientos y grandes fallas vistas y se deben probablemente a tensiones cort icales. Es el caso del conjunto de fracturas ortogonales de la Península de Eyre y de las adyacentes Gawler Ranges que se sitúan formando 45-60º con lineamientos adyacentes como el Torrens Lineamento la Hinge Zone y la falla Lincoln aunque sean paralelas al sistema de lineamientos australianos. Se puede discernir un tipo de relación similar en la Guayana francesa (Fig. 1.9a) donde las grandes fracturas se orientan NNW-SSE y WNW-ESE, con los sistemas secundarios dispuestos en paralelo al NW-SE y NE-SW. Este tipo de asociación ha motivado que algunos autores consideren que los sistemas de fracturas ortogonales se originan como resultado de tensiones corticales manifestadas bien durante el emplazamiento de las masas de rocas cristalinas bien impuestas subsecuentemente. Muchos autores consideran que se desarrollan en relación con episodios de cizalla horizontal de la corteza asociadas a la colisión de las placas bien en el pasado bien en el momento actual. Esta interpretación parece venir sugerida por los conj untos de fracturas menores asociados a las principales discontinuidades y también por la distintiva lineación de los cristales de feldespato alineados paralelamente en las inmediaciones de las fracturas como puede verse con frecuencia en algunas zonas. A escala local algunas hendiduras tienen una orientación lineal y corren paralelas a fracturas vistas aunque no se asocien con discontinuidades, o al menos no lo hagan en todo su desarrollo lineal. Probablemente en estos casos se hayan desarrollado por alteración y erosión de zonas de la roca tensionadas y en las que no llegó a producirse la rotura pero en las que la estructura de la roca, a escala cristalina, haya resultado dañada y de ahí resultó en una mayor susceptibilidad de la misma a la meteorización.

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Formas y Paisajes Graníticos

(G) fRACTURACIÓN Y RED DE DRENAJE

/\. A uchos

patrones de drenaje v ienen determinados por las

f v \:a racterísticas estructurales del substrato rocoso además de por la pendiente del terreno. Sobre superficies suaves, el control estructural es mínimo, y se desarrollan redes de drenaje paralelas, subparalelas o dendríticas. Así el patrón regional de drenaje en Dartmoor, sudoeste de Inglaterra, es radial, reflejando la topografía dómica de la zona (Fig. 1.12a). Muy frecuente en los terrenos graníticos son los conjuntos de fracturas ortogonales o romboidales, fuertemente inclinados que han sido explotados por los ríos dando origen a patrones de la red de drenaje angulares u o rtogonales que se adaptan a la geometría exacta del sistema de fractu ración (Figs 1.12b y 1.13) y también el caso en que, cuando la inclinación del ta lud es el factor dominante, se desarrollan patrones angulares locales en respuesta a la estructura (Fig. 1 12c). La razón para la coincidencia entre fractura y canal es que las fracturas son zonas de debilidad que pueden ser penetradas y/o canalizar las aguas meteóricas. La roca adyacente a la fractura se altera y se convierte asi en un material más susceptible a la erosión por los cursos de agua, convirtiéndose de este modo en líneas preferentes del desarrollo de la red de drenaje por ese proceso de selección natural. Los canales de drenaje competidores de éstos q ue drenan las superficies de roca inalterada no se pueden extender o encajar tan rápidamente como los que corren a favor de fracturas. En el granit o, como en ot ros medios litológicos o estructurales, se pueden desarrollar en algunos casos patrones anómalos, por ejemplo rios y redes de drenaje que no se adapten a las líneas de debilidad estructural de la roca a escala regional sino que, por el contrario, corran transversalmente a la estructura local o regional. Como ocurre en otros casos, se recu rre para explicar estas anomalías a herencia, superposición, antecedencia, desviación y a la continuidad del curso de agua o a la previa definición del valle para explicar éste comportamiento anómalo de la red. Es el caso, por ejemplo, del Rio Vaa l que tiene un desarrollo ilógico con respecto a la estructura del basamento rocoso sobre el q ue se desplaza en el borde norte del Domo Vredefort, incluyendo parte del núcleo granítico, en el Transvaal y el Estado Libre de Orange, Sudáfrica (Fig. 1.14). El río debe de haber desarrollado las principales características de su curso actual sobre una superficie mucho más alta con anterioridad a encontrarse con la Estructura Vredefort. Según King este río está superpuesto con anterioridad a que los estratos del Karroo (tardi Palaeozoico- Mesozoico inicial) cubrieran totalmente la reg ión. Aún así, la elevada descarga del Río Vaal y la retroalimentación positiva o los mecanismos de autorefuerzo, han

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- - - -

Capítulo 1: Formas y Geologfa de los Terrenos Granilicos

actuado mancomunadamente para mantener el curso del río a través de las crestas del sistema Witwatersrand, y de las estructuras del núcleo granítico a escala local, y los sectores lineales del curso reflejan el control estructural. Tanto si se trata de ríos superimpuestos como si son antecedentes, esto implica una actividad desigual y una capacidad de los ríos para mantener su dirección transversalmente a las estructuras. El Oeste de la Península Ibérica proporciona también ejemplos claros de este mismo fenómeno. Estructuralmente, la región está dominada por las orientaciones orogénicas varíscicas q ue se disponen en dirección NNW-SSE. Los numerosos batolitos graníticos están separados unos de otros por terrenos metamórficos y sedimentarios que son más susceptibles a la meteorización y a la erosión que las zonas graníticas. Sin embargo, varios de los ríos que fluyen hacia el Atlántico, y en especial el Umia, Limia, Lerez, Miño, Cavado y Duero, lo hacen cortando la estructura y los cuerpos graníticos (Fig. 1.15). Estos ríos, presumiblemente, drenan aplanamientos de Pangea, algunos de cuyos restos se conservan aún como residuales en el relieve actual, graduándose hacia el oeste como consecuencia de la apertura del Océano Atlántico que empezó en el Jurásico. Los ríos se encontraron con las grandes estructuras transversales, incluidas las masas graníticas, y se encajaron en ellas desarrollando nuevas direcciones. (Fig.1. 16)..Ahora continúan con su encajamiento en respuesta al elevamiento isostático y al descenso consig uiente en el nivel de base marino, de manera que rios como el Lézaro en Xa llas, cerca de Coruña desembocan directamente en el mar a traves de una cascada de 30 m de alto (Fig. 1.17).

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Capítulo 1: Formas y Geología de los Terrenos Graníricos

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Capítulo 1: Formas y Geología de los Terrenos Graniricos

1

FOTOGRAFÍAS

E ILUSTRACIONES

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l·

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J.

1.1. (o) El escarpe de folla de Meckering, provincia de Yilgam, Western Australia fue un complejo de sudas escarpes en granito que se formó el 20 de octubre de 1968 (West Austrol!on Newspapers)

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Formas y Paisajes Graníticos

(b) El escarpe de lineo de follo de MacDonold en el noroeste de Canadá, con groniro infroyocenre olo porte más alto y los sedimentos en fa parte más ba;a.(Department of Energy Mines ond Resources, Canadá.)

(c) Valle en línea de falla en terreno granítico, en fa región de Kozan, NW del Canadá.Lo fracturo ha sido intruido por uno vena de cuarzo (Deportmenr ofEnergy, Mines ond Resources, Conoda).

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Capítulo 1: Formas y Geología de los Terrenos Granicicos

- -- -- -

(qe y f) Pl01aforma granídca en Namibia (entra/, can trazas del sistema ortogonal de fraaura, pera con los bordes de las bloques definidas por rebordes convexos debidas al endurrcimiento por reaistalizaóón asociada ala dislocación de lo falla.

(g) Paisaje glaciodo en la Sie110 Nevado de California (United Stotes Geologiwl Survey).

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Formas y Paisajes Graníticos

(h) Meso wn enwstramienta en el NW de Queensland, can una laterita desarrollada sabre el granito (CSIRO).

(a)

1.2.Farmas1ípicas del granito: (a) bolos en Palmer, al Este de Mt Lofry Ranges, South Australia (b) Bomhardts en el centro de Namibia (c) nubbín en el noroeste de Queensland, (d) castle koppje en el centro de Zimbabwe (e) Paisa1e de inselbergs en Namaqualand Sudáfrica (f) pila en Dartmoar, SW de lngla1erra (g) acanaladuras en el Macizode Andringitra, Pie Baby (Madagascar).

(c)

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(f)

34

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(e)

(g)

Capítulo 1: Formas y Geología de los Terrenos Graniticos

1.3. (a) y (b). Esquema de lessen de un pa1sa1e de inse/bergs en Angola (según Jessen 1936) (b) Esquema de morroscerca de Río de Janeiro publicado en Branner. 1896.

,,

FIGURE

3.-Tlte Corcovado from Bolafogo, Rio de Janeiro.

35

Formas y Paisajes Graníticos

1.4. Regiones reaóni(OS de Jos (onrinentes: fas IOCOS graníti(as son las que predominan en zonas de escudo y orógenas.

OUARTZ

90

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1 1 1 1

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5 ALKALI FELDSPAR

PLAGIOCLASE

1.5 Campos1dón y dosificación de fas ro(aS graníricas más comunes según Streckeisen (1967).

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- - -

- -- - -- -- - -- - --

Capitulo 1: Formas y Geología de los Terrenos Granicicos

- -- - --

1.6. (a) Seaión delgada de un granica de grano medioequigranular: escala en mm (A.R.Milnes). (b) Graniro porfirítico Oisrrito SE de Souch Ausrralio, (e) Sección delgada de un granito neísica con ojos de feldespato potásico yplagiodaso incluidos en una matriz bandeada de biotitay cuarzo. Escala en mm (A.R.Milnes).

1.1Fracturas ortogonales expuestas en {a) una canrera cerca de Blackmgstone R()(k, Este de Oortmoor, sudoesce de Inglaterra (b) Fracturas ortogonales wrrodas por fallas expuescas en la cantera de Laiosa, cerca de Lugo, NW de España. (c) Focografía aérea vertical mostrando un siscema ortogonal de lraauración en r()(OS granít1Cas en el Labrador central. (Oeparrment ofEnergy Mines and Resources, (anada).

(b)

(a)

(c)

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Formas y Paisajes Graníticos

1.8. Fraaurasde descamación expuesws en acantilados costeros, Pearson lslands, lnvestigator Group, al este de la Great Australian Bight.

(b)

1.9. Patrones de fracturación ortogonal (a) a escala de subcontinenre en la Guayana Francesa (según Choubert, 1974) (b) a escala local. como aparece en superficie en Pildappa Hill, noroeste de la Península de Eyre, South Australio.

(a)

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Capítulo 1: Formas y Geologla de los Terrenos Graníticos

1.10Diagramo de froauros de H. Goos en un boroli10: e-junios conjugados, 1-junios longitudinales , f-junios subhorizon10/es, algunos de ellos son planos de esriramien/o, r- liso, h-pelo, opl-c y opl-p sondiques aplí1icos (¡sil/si), y las líneosorrozos son es/ruauros de flujo lineares.

7.77.Sisiema or109onaly direcciones de esfuerzo (según Davis, 7984)

0" 1

shear jolnt

03

02

1

en 39

Formas y Paisajes Granít_ ic_o_s_ _ _ __ _ __ _ _ __ _

1.12. (a) Ejemplo de drenaje radial en Dartmoor, sudoesre de lnglarerra. (b) Modelo de curso con rrozado rectangular (especiolmenre en los zonas morcados con X) en el afloramienro granítico de Cairns-Mosman, Norte de Queensland (e) Modelo local de drenaje rectangular en una parte del Noroeste Dartmoor, Englandla situaoón presumida de las fracturas indicado por fas líneas a trazos.

(a) (b)

Okm

(e)

40

- - - -- -- - -- - - - - -- - -

Capítulo 1: Formas y Geología de los Terrenos Graníticos

- ----'-- - - - - - - -

- --

-- -

1.13. Patrones dedrenaje en terrenos graníticos(o) Valle controlado por fraaura reaa cerco de Kylie Loke sur deZimbabwe (b) lonas de folla explotados por la alteración y erosión. Cadenas costeros de lo Columbia Británica, Canadá (Deportment ofLonds, Foresrsand Warer Resources, British Columbia).

(b)

1.14. El Río Vaal cruzando el Domo Vredefort Dome en Parys. Sudáfrica. (según du Toit, 1954)

•

alkaline plutonics

J~//j Transvaal

N

& Karroo

G Ventersdorp O upper Witwatersrand ~

lower Witwatersrand

E::J old granite Okm

40

41

Formas y Paisajes Graníticos - -- - - - -- - - - -- - - - -- - - -- - - - - 1.15. Modelo de ríos transversales desarrollados sobre el borde atldntico del NW de la Peninsula Ibérica. (modificado de Porga Pondo/ et al., 1982).

Okm

42

50

Capitulo 1: Formas y Geología de los Terrenos Graníticos

- -- - - - - -- - - - - -

--

l. 16. Corte esquemáti(O mostrando (DmO la red de drenaje heredada queda impresa sobre los batolitos graníti(OS durante la incisión.

/

transverse drainage

transverse

/

drainage

1.17. Desembocadura en (aS(ada del Río Xallas, (Ezaro, Coruña, NW de España) d1reaamenre en el

mal

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2

- - - - -- -

FRACTURAS Y ESTRUCTURAS DE DESCAMACION

2 FRACTURAS Y ESTRUCTURAS DE DESCAMACION

(A) TERMINOLOGfA

_r:. n muchos afloramientos graníticos la roca está dividida no solo -c;;.por los sistemas ortogonales o romboidales de fracturas sino por otro sistema de discontin uidades subhorizontal (Fig 1.8 y 2.1). Estos sistemas subhorizontales de fracturas pueden ser de dos tipos: Las discontinuidades llamadas pseudoestratificación o diaclasas ondulantes (Fig.2.2), y las fracturas horizontales o suavemente curvadas. Las primeras son características de rocas graníticas con deformación por cizalla según planos horizontales o aproximadamente horizontales. Tienen generalmente escasa continuidad, tanto lateral como en profundidad y por tanto no contribuyen a la definición morfológica de los rel ieves graníticos más que a escala de detalle. Sin embargo, el otro tipo, las llamadas fracturas horizontales o curvadas, t iene una mayor continuidad lateral y desarrollo en profundidad y además contribuyen a la definición de una de las formas más características de los relieves graníticos: los bornhardt (ver Capítulo 4). Son conocidas por varios nombres: flat-lying joints, Lagerklufte, Bankung, structure en gros bancs, sheeting o sheet jointi ng, estructura en capas, planos de acortamiento, de desconchamiento, de descamación, de exfoliación, de descompresión, relieve de carga, diaclasas de liberación de presión. Por distintas razones varios de estos términos son d esaconsejables, esencialmente porque inducen a error en la interpretación de la génesis de la fractura, y descamación o fractura de descamación, se ha elegido

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Formas y Paisajes Graníticos

- --

como una terminología neutra y aceptablemente descriptiva ya que aunque algunas de las formas de las que se va a tratar aquí llegan a alcanzar espesores de 1O m o aún más, son normalmente mucho más finas en los contextos en donde han sido definidas. El término fractura se ha preferido a junta porque la dislocación es evidente según la discontinuidad. El término estructura de descamación se usa para denominar el !ajamiento másivo definido por las fracturas de descamación.

(8) DESCRIPCIÓN Y CARACTERÍSTICAS La estructura de descamación se refiere a las gruesas lajas arqueadas definidas por las fracturas de descamació n. Las lajas p ueden ser de hasta 1O m de espesor, y convencionalmente se estipula que deben de tener más de 0.2 m de espesor (lajas de menor espesor se denominan lajillas o copos). Las fracturas de descamación han sido observadas hasta profundidades de 100 m o más en algunas canteras, aunque en otros sitios parecen desaparecer con la profundidad. Rea lmente, en algunas áreas donde se hallan bien desarrollados los sistemás de fracturas ortogonales, como en los residuales del noroeste de la Península de Eyre, y en las rocas volcánicas silíceas de los Gawler Ranges, en el interior árido de South Australia, las estructu ras de descamación y las fracturas parecen ser superficiales. Lo observado en algunas minas profundas u otras excavaciones es que las fracturas de descamación se extienden hasta grandes profundidades. Algunas fracturas de descamación pueden tomar la forma de simplemente discontinuidades arqueadas. Otras , por el contrario se trata de varias fracturas separadas ordenadas en escalón y cuyo conjunto forma una discontinuidad arqueada (Fig. 2.3a). Se arguye con frecuencia que el grosor de las lajas en la estructura de descamación aumenta sistemáticamente con la profundidad, pero existen muchas excepciones. En algunos casos el radio de curvatura aumenta con la profundidad (Fig. 2.1b). Muchas, aunque significativamente no todas (ver más abajo) d e las fracturas de descamación se disponen aproximadamente paralelas a la superficie del terreno, siendo esencialmente horizontales en las cumbres y en los fondos de los valles, pero fuertemente inclinadas en las laderas (Figs. 2. 1 y 2.3b). En muchos sitios, sin embargo, las fractu ras de descamación están aún más fuertemente inclinadas que la superficie del terreno,(Fig.2.3c) mientras que en otros, el contorno exterior de la ladera trunca las fracturas, (Fig. 2.3d). Estas fracturas buzan fuertemente (hasta 70 grados) en la proximidad de las g randes fracturas vertica les o subverticales y algunas incluso se acaban contra aquellas (Fig. 2.3 e). Muchas de las llamadas lajas son en realidad cuñas atenuadas, aunque a veces es difícil distinguir entre su geometría original y los cambios originados por la alteración y erosión (Fig. 2.3f). Sin embargo, aunque algunas de las estructuras de descama-

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Capítulo 2: Fracruras y Estructuras de Descamación

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ción son rasgos continuos (Fig. 2.1 b), otras pueden amortiguarse hacia el interior del macizo en el que se desarrollan (Fig. 2.4). Las fracturas de descamación están muy bien desarrolladas y generalizadas a todos los tipos de rocas graníticas, incluídos gneis y migmatita, pero también p ueden encontrarse en otras rocas como dacita, riolita, arenisca, conglomerado y caliza (capítulo 12). Los planos de descamación cortan a otras estructuras de la roca, como los sistemas ortogonales, disyunción columnar, foliación y clivaje, límites de granos minerales, pelos y lisos, estructuras de flujo y estratificación magmática. Aunque algunas estructuras de descamación son de reciente desarrollo, habiéndose formado en relación con superficies más recientes debidas, por ejemplo, a la erosión fluvial o glaciar, en otros casos tienen una cierta antigüedad. En Dartmoor por ejemplo, los planos de descamación han sido intruidos por sills mesozoicos. Pero obviamente, dondequiera que se desarrollen, los planos de descamación, sea en rocas plutónicas o volcánicas, claramente son posteriores a la consolidación de la roca en la que se desarrollan. Se trata de fracturas realizadas en el dominio frágil. Como es deducible también a partir de los ejemplos citados y discutidos, las fracturas de descamación han sido señaladas en una amplia variedad de reg ímenes climáticos.

(C) TEORÍAS SOBRE SU ORIGEN

Los

bornhardts se asocian invariablemente a las estructuras de descamación, aunque es discutible que estas fracturas arqueadas den lugar a las formas en domo o que hayan sido inducidas por éstas. Desde hace 150 años, o así, han evolucionado dos puntos de vista diametralmente opuestos sobre la relación entre la forma en la superficie terrestre y la geometría de las fracturas de descamación. Algunos autores interpretan las discontinuidades, y la estructura de descamación asociada, como una ca racterística primaria de la roca, que ha determinado aproximadamente los grandes rasgos de la morfología de la superficie terrestre inmediata. Según este punto de vista, primero se desarrollarían las discontinuidades en la roca, y la morfología de la superficie terrestre consiguiente sería la respuesta a esa estructura interna. Como Merrill (1898, p. 245) indicaba: ... "según muchos geólogos estas discontinuidades, en sí mismas, deberían ser interpretadas como causadas por la acción meteórica. En la opinión del escritor, son sin embargo el resultado de tensiones debidas a torsión, que una vez se han formado, se convierten en líneas de debilidad que se hacen cada vez más pronunciadas a medida que progresa la alteración~

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Formas y Paisajes Graníticos

Según Merrill, la forma en domo o mamelonar de los bornhardt es "incidental y consecuencia" de la estructura interna. El primer proponente de esta interpretación endogenética fue de la Beche pero varios otros además de Merrill, también aceptaron la teoría durante el Siglo XIX. En el momento actual, sin embargo, tales teorías endogenéticas sobre el desarrollo de la estructura de descamación encuentran escaso apoyo, puesto que, desde que Gilbert p ublicase su estimulante trabajo sobre fracturas de descamación en 1904, la interpretación de su origen como una respuesta a la forma de la superficie terrestre ha sido la más ampliamente acept ada, aunque esto no sea necesariamente correcto en tal sentido. Estas son las dos principales interpretaciones en competencia sobre las fracturas de descamación y la estructura de descamación asociada, pero, de hecho, a lo largo de los años se han propuesto numerosas explicaciones o mecanismos. Muchas no sirven como explicaciones generales, otras carecen tota lmente de va lidez, otras, finalmente, pueden servi r para explicar casos específicos. De cualquier forma, todas pueden agruparse en una de estas dos categorías principales - exogenética (insolación, alteración química y descompresión) o endogenética (inyección plutónica, expansión metasomática, levantamiento vertical y compresión lateral).

(i) EXPLICACIONES EXOGEN~TICAS Insolación: Debido a que las rocas son malas conductoras del calor se ha argüido que la radiación solar calienta la parte más externa de las zonas de roca expuestas, que se expanden y acaban separándose de la masa principal, formando hojas o láminas más o menos gruesas. Pero como el efecto de la radiación solar penetra solamente unos pocos centímetros a lo sumo, en la roca, mientras que la d escamación en hojas llega hasta considerables profundidades, esta interpretación puede ser desestimada con total seguridad. Alteración química: La infiltración gradual y la penetración de aguas meteóricas en la roca cerca de la superficie de la t ierra ha sido con frecuencia argüida como explicación del descascarillamiento y desconchamiento de las masas rocosas. Cuando la alteración química de las rocas resulta en un aumento de volumen, y por lo tanto de presión, esta interpretación parece factible. Sin embargo, no toda alteración química lleva a un aumento de volumen, y de aquí a una expansión y ruptura. También, si la meteorización debiera de preceder y dar origen a la fracturación, es legítimo preguntarse por qué el ataque químico se concentra sobre y se restringe a un red ucido número de planos arqueados. Además, muchas de las lajas y cuñas de roca implicadas en la estructura de descamación no presentan signos de alteración química. Algunas los tienen (Fig. 2.5), pero ta l alteración mineral puede ser explicada con mayor facil idad como la

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Capítulo 2: Fracturasy Escruccuras de Descamación

alteración asociada a la h umedad que se mueve a través de las fracturas preexistentes. Descarga o liberación de presión: Todas las fracturas de la roca son una expresión de la descarga erosiva en el sentido de que, en profundidad, cua lquier ot ra tensión se subordina a la debida a la presión vertical ejercida por la carga superpuesta. Así ocurre que sólo mediante la liberación de la presión vertical pueden llegar a manifestarse las otras tensiones como fracturas evidentes. Pero, como ya antes se había anticipado, sólo se ha apoyado una interpretación de las fracturas de descamación que atribuye su origen, única y exclusivamente, a la liberación de presión sin una previa aplicación de tensiones. El inconveniente principal de la hipótesis de la liberación de presión o descarga erosiva es que las rocas que se enfrían y solidifican en profundidad en la corteza terrestre (por ejemplo los granitos, sean de origen metasomático o ígneo), lo hacen bajo condiciones de elevada presión litostática (es decir, coaccionados por la roca suprayacente y adyacente). El que existan extensos afloramientos graníticos es en sí misma la prueba de la existencia de una erosión hasta niveles muy profundos, como por ejemplo en el Este de Papua, Nueva Guinea (aunque conviene no ignorar el importante papel de la tectónica en el emplazamiento en zonas superficiales de las rocas plutónicas) La decompresión producida por la remoción de la carga superpuesta se dice que es la causa del desarrollo de una tensión radial que es tractiva y que es eliminada por el desarrollo de fracturas tangenciales a la tensión y paralelas a la superficie de la tierra. Estas serían entonces las juntas de descamación observables en muchos afloramientos. La premisa fundamental de la hipótesis es que la forma de la superficie t errestre inmediata determina, en un sentido amplio, la geometría de las superficies de descamación, ya que es en relación con ésta como se desarrollan las tensiones radiales. La descamación es un rasgo secundario formado después del desarrollo de la superficie topográfica. El paralelismo generalizado entre las diaclasas de descamación y la superficie del terreno puede tomarse como el hilo argumental que apoye la hipótesis de la descarga erosiva, aunque la interpretación pueda, por supuesto, ser invertida con resultados igualmente satisfactorios. La formación de hojas o láminas de roca, relativamente finas, en zonas inmediatas a la superficie terrestre y desarrolladas como una respuesta a la erosión reciente ha sido generalmente aceptada como una prueba de hipótesis de la descarga erosiva. Es el caso del desarrollo de lajeado en la roca de las paredes de cabecera en los circos glaciares o en los fondos de valles recientemente deglaciados o de las fracturas formadas en relación con el período glaciar más antiguo, como por ejemplo en el Norte de Italia o con

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Formas y Paisajes Graníticos ·~~~~~~~~

las relacionadas con va lles fl uviales de reciente disección, como ocurre en la costa atlántica de Galicia, Noroeste de España (Fig.2.6). La hipótesis de la liberación de presión en el sentido señalado por Gilbert y adoptado por muchos otros investigadores posteriores, es persuasiva desde un p unto de vista lógico. Pero el postu lado fundamental, de que la descarga es la única ca usa de las diaclasas de exfoliación, puede ser puesto en cuestión por varias razones.

1 .- El ensayo triaxial simple realizado sobre muestras de roca granítica demuestran que la compresión y la decompresión de materiales esencialmente isótropos no tiene porqué ca usar fracturación, salvo en el caso de que concurran especiales ci rcunstancias q ue no es verosímil encontrar en la naturaleza. Este tipo de fracturas no es de esperar que se desarrollen en un contexto como el supuesto en nuestro caso, donde ocurre una descarga erosiva lenta o gradada. Aunque en materiales anisotrópicos parece que pueden aplicarse varios ciclos de carga y descarga a muestras de materiales en una situación previa de no confinamiento, y con cargas p rogresivamente mayores hasta llegar a la ruptura del material por fatiga. La descarga erosiva parece mecánicamente incapaz de producir fracturas de descamación.

2 .- Es difícil entender por qué, si se desarrolla una tensión expansiva durante la erosión, ésta no se acomoda a las preexistentes líneas de debilidad (léase otros sistemas de discontinuidades). La descamación está ausente en granitos bien diaclasad os y como Wh ite ya estableció (1946, p.5) "muchos geólogos aceptan este hecho como evidencia de que la fuerza de expansión en la roca se ha disipado por leves movimientos que tienen lugar según los planos de diaclasamiento''. En algunas zonas las discontinuidades ortogonales son anteriores a la estructura de descamación, pero aún cuando esto no sea así, están usualmente presentes otros planos potenciales de deslizamiento t anto a escala general de la roca como a escala de cristal. La deformación podría tener lugar por el d eslizamiento según los límites entre granos o según las superficies de clivaje, por ejemplo.

3 .-La asociación entre estructu ra de descamación y bornhardts es irracional si la primera es interpretada como consecuencia de la descarga erosiva sin la aplicación d e una tensión compresiva. La estructura de descamación se supone q ue es la man ifestación de la expansión rad ial, mientras que las pruebas de campo, tanto en detalle como globalmente, sugieren que los residuales son masas rocosas sujetas a compresión (ver más abajo y capítu lo 6). Esto viene indicado por el estado de las diaclasas dent ro de la masa del inselberg, que están cerradas y que comúnmente toman la forma

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Capítulo 2: Fracruras y Escrucruras de Descamación

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de grietas capilares discontinuas, y por la presencia de formas en A y cuñas, que se relacionan claramente con tensiones compresivas (capítulo 11 ). Muchos bornhardts persisten como formas duraderas debido a que las rocas que los constituyen están a compresión, las fracturas son escasas y están cerradas, y el agua no puede penetrar fácilmente en la masa rocosa y la alteración, y por tanto la erosión, son lentas. Si los inselbergs se hubieran desarrollado realmente en masas de granitos decomprimidas y no tensionadas, sus diaclasas deberían estar abiertas y la masa rocosa no debería sobrevivir a la alteración y la erosión, ni tampoco podrían perdurar como residuales característicos del paisaje tan prominentes y a veces tan contrastados.

4 .- Aún admitiendo que el paralelismo entre diaclasas de descamación y superficie del terreno no sea perfecto, es difícil en los términos de la hipótesis de descarga erosiva explicar las relaciones inversas, es decir la asociación de sinformes en estructuras de descamación con las zonas culminantes de algunos inselbergs que existen en algunos casos, como por ejemplo los observados en Yosemite Valley cerca del Lago Tenaya, en Joshua Tree National Monument en el sur de California, y en Quarry Hill, cerca de Wudinna, en el noroeste de la Península de Eyre (Fig.2.7). Tales inversiones del relieve son probablemente el resultado de una profunda erosión e inversión del relieve. Si las fracturas de descamación predatan y determinan el modelado de la superficie terrestre, solamente las diferencias tensionales deberían haber producido una inversión topográfica por la meteorización preferente de las crestas antiformales dejando únicamente en relieve los sinformes (Fig.2.8).

5 .- Existen muchos otros datos puntuales y series de pruebas de detalle que permiten argumentar en contra de la hipótesis de descarga erosiva. Por ejemplo, hay una falta de consistencia entre la edad de los rasgos erosivos para que sean la causa de las diaclasas de descamación y la edad deducida para las diaclasas de Dartmoor: las primeras son geológicamente más jóvenes mientras que las últimás son de considerable antiguedad, de manera que vemos, al menos tan razonable, sugerir que las diaclasas determinen la forma de la superficie inmediata de la t ierra como lo contrario.

6 ·- Los ejemplos presentados de fracturas desarrolladas paralelamente a superficies de erosión recientes (p.e., Figs.2.6) son mejor entendidos en términos de t rayectorias de tensiones que se ajustan a nuevas configuraciones de la superficie que son las superficies de menor tensión principal.

7 .- Varios rasgos morfológicos y estructurales desarrollados sobre y en rocas graníticas son incompatibles con condiciones tensionales

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Formas y Paisajes Graníticos

o expansivas como las que estan implícitas en la hipótesis de la descarga erosiva. Por ejemplo, los domos estructurales, las cuñas y los acuñamientos como se han desarrollado y expuesto en las canteras de Maríz, cerca de Guitiríz, Galicia, y en Ucontitchie Hill, noroeste de la Península de Eyre, (Figs 2. 9) son imposibles de explicar en términos de un régimen tensional, lo mismo que ocurre con las Formas en A (Capítulo 11). Pruebas de movimiento según las fracturas de descamación (por ejemplo Fig. 2.1 O), permiten comprobar que han actuado como posibles fallas de plano de estratificación y en algunas zonas (por ejemplo en Rock of Ages Quarry, Barre, Vermont - ver Fig.2.11a, en Río de Janeiro, Brasil- Fig. 2.3b y en otras zonas de Galicia-Fig. 2.11 b), coexisten fracturas de descamación y fallas, sugiriendo que las primeras pueden ser planos secundarios de cizalla. De esta forma vemos que existen varias lín eas de argumentación y varios tipos de pruebas que, unidos, sugieren muy claramente que la hipótesis de descarga erosiva no debería ser aceptada, al menos sin ningún tipo de reparos, como una explicación de las diaclasas de descamación. De todas estas varias consideraciones, sin duda la más significativa desde un punto de vista geomorfológico es la de que los inselbergs son masas rocosas en compresión, mientras que la expansión radial y las tensiones tractivas est arían más implicadas con una hipótesis de descarga erosiva.

{ii) EXPLICACIONES ENDOGENÉTICAS olviendo a las explicaciones endogenéticas, varios escritores, incluyendo algunos de los primeros en considerar los problemás de las diaclasas de descamación, relacionan esta estructura con las tensiones impuestas a los magmas durante su inyección o emplazamiento. El paralelismo existente entre las juntas de descamación y los bordes del cuerpo magmático en Dartmoor ya había sido señalado desde principios del siglo pasado. Algunos investigadores atribuyen la estructura de descamación a una combinación de tensiones desarrolladas durante el emplazamiento de la masa granítica, y más tarde al enfriamiento. Sin embargo, aunque esta sugerencia pueda aplicarse a pocos casos, no puede ser sostenida como una hipótesis general puesto que tanto inselbergs como diaclasas de descamación asociadas se desarrollan bien en rocas como las secuencias sedimentarias y volcánicas que nunca han sido emplazadas.

V

Algunos de los primeros autores sugieren que la forma nodular o la estructura concéntrica de muchas masas cristalinas es la responsable de la forma en domo de la Blackingstone Rock, un tor (o inselberg) en el Este de Dartmoor. La sugerencia carece de fuerza por el hecho de que aún cuando la vertiente Norte del residual esté abombada y se asocie a fracturas convexas, la cara Sur está domi-

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Capítulo 2: Fracturas y Escrucruras de Descamación

nada por fracturas ortogonales y tiene la apariencia de un kopje (Fig. 2.12). Se ha sugerido que los inselbergs con forma dómica o morros del sudeste de Brasil sean gigantescas "boyas· de roca sólida desarrolladas como focos de compresión consecuentes a los cambios de volumen producidos en la masa granítica durante el metasomatismo. No hay sin embargo, razón conocida por la que ésto deba causar fracturación. Además la disyunción en hojas existe también en rocas que nunca han sido metamorfizadas. Dado que muchos afloramientos graníticos coinciden con áreas de anomalías gravimétricas negativas muy diferenciadas, se ha sugerido que estas masas rocosas tienden a subir como diapiros a través de las rocas que están por encima de ellas para formar domos gneísicos. Los domos gneísicos son estructuras desarrolladas en rocas migmatizadas, o sea, en rocas graníticas compuestas parcialmente por rocas ígneas y rocas metamórficas. La fol iación está bien desarrollada y presenta una dist ribución concéntrica con buzamientos radiales o en todas direcciones. Los domos gneísicos se han descrito en muchas áreas, y estructuras circulares prominentes desarrolladas en rocas gneísicas existen en áreas como Finlandia, Guayana francesa, Zimbabwe y Carolina del Norte (Fig. 2.13). Algunos investigadores los interpretan como originados por repetidas inyecciones del magma durante orogenias diferentes o distintas fases de una misma orogenia. Otros consideran que las estructuras pueden explicarse en términos de una simple fase compresiva que resulta de la migración hacia arriba de material migmatítico para formar un domo, y que después se extiende lateralmente para formar una masa con forma de seta. Aún cuando la interpretación se base en las estructuras de detalle, está implícita la idea de una inyección vertical de material. En tales estructuras la descamación en hojas se originaría a consecuencia de los movimientos en la vertical y por el desarrollo de tensiones radiales, más que por compresión lateral. Las fracturas de descamación serían causadas, según esta hipótesis, por compresión radial coetánea con el emplazamiento. Se pueden presentar algunas objeciones a esta hipótesis para no aceptarla como explicación general. Por ejemplo, si un material más denso fuera desplazado a consecuencia de un movimiento de este tipo, la masa intruida debería estar lógicamente a compresión. Sin embargo, la estructura de descamación aparece en rocas sedimenta rias y en rocas volcánicas que no han estado nunca sometidas a "doming; y, si las diaclasas de descamación son planos de estiramiento o extensionales, es difícil explicar que se conserven en los inselbergs donde existen pruebas de una situación compresiva. Se ha sugerido también que las juntas de exfoliación puedan ser una expresión de la compresión lateral que se origina no sólo por fa lla, sino también por deformación. Después de la remoción por

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Formas y Paisajes Graníticos

erosión de la carga suprayacente estas deformaciones causarían un desarrollo de fracturas arqueadas o juntas de geometría arqueada como "series de fract uras ondulantes que se extienden totalmente a través" (Dale, 1923, p. 35) de la mása rocosa''. Un tipo de fractu ración con esa geometría se manifiesta en un contexto claramente compresivo como en el conjunto de estructuras dómicas desarrolladas en granito en la cantera de Maríz, cerca de Guiti ríz en Galicia, y en las formás dómicas complejas de otras col inas granít icas de la región. Lamego claramente supone una situación similar para la reg ión de Río de Janeiro, y G.K. Gilbert, el autor de la hipótesis de la decompresión, es mencionado por Dale quien sugiere que la Stone Mountain de Georgia, E.E.U.U. se debe a deformaciones compresivas. Otros geólogos que han estudiado los domos graníticos del Noroeste de los Estados Unidos deducen que los granitos implicados están a compresión. Se llega a conclusiones similares en relación al granito expuesto en una cant era de Quenast en Bélgica. En algunas áreas, p.e. en New England, E.E.U.U., existen pruebas de una doble estructura de descamación, esto es de dos conjuntos de juntas de descamación, cuyos buzamientos intersectan. Esto es explicable, seguramente, sólo en términos de dos fases de compresión aplicadas desde diferentes direcciones. Se ha demostrado por medidas de tensión in situ que el continente australiano está en un estado de sustancial compresión horizontal. Asimismo se han contabilizado muchos casos donde la tensión compresiva en el plano horizontal, alcanza valores para la tensión mucho mayores que los sugeridos teóricamente. Est e exceso de tensión puede atribuirse a re lictos de la compresión derivados de pasadas o rogenias, aunque no debe ser desestimado el papel de los continuados o modernos movimientos d e tipo compresivo. Existen muchas pruebas de compresión contemporánea en la corteza. Por ejemplo lsaacson señala que a una p rofundidad de 1056 m en uno de los pozos verticales del yacimiento aurífero de Kolar las tensiones teóricas deberían ser de 313,538 kg/cm 2 verticalmente y 134,976 kg/cm> horizontalmente, cuando en realidad los valo res medidos fueron de 409, 146 kg/cm 2 y 471,01 kg/cm 2, respectivamente. La expansión consecuente a la liberación de la tensión inherente ha causado que el diámetro de un pozo vertical en superficie de 3,81 m disminuyera hasta 0,5334 cm en dirección Norte-Sur y 1,16 cm Este-Oeste a una profundidad de unos 3.048 m . Resultados sim ilares se han obtenido en las Snowy Mountains de New South Wales. Coates señala deformación en un túnel, unos 90 m por debajo de la superficie en el sur de Ontario. En el túnel tuvo lugar una rápida expansión de las paredes (contracción del túnel) en los primeros

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Capítulo 2: Fracturas y Estructuras de Descamación

cuarenta días después de la excavación, seguida de un período de varios meses de cambios similares, pero más lentos, de forma que, 240 días después de la apertura del túnel había tenido lugar una expansión lateral de unos 4,6 cm. También se detectaron movim ientos verticales, pero fueron consistentemente más pequeños. Muchos de los datos y argumentos señalados anteriormente como inconsistentes con la hipótesis de la descarga erosiva pueden ser utilizados sin embargo, para apoyar la sugerencia de que las fracturas y estructuras de descamación están asociadas a una compresión lateral. Además, trabajos experimentales rea lizados por Holzhausen han demostrado que la compresión lateral de bloques parcialmente confinados producen unas trayectorias de esfuerzo convexas (Fig.2.14a). Este descubrimiento puede ser extrapolado y aplicado a los bornhardts en los términos de que sea quizás la explicación general más pausible para esta forma (capítulo 6). Según el concepto de las dos etapas muchos bornhardts se inician por meteorización diferencial en la base del regalito. (Fig. 2.1 4b). Tales proyecciones se hallan en estado de no confinamiento y por tanto están rodeadas y cubiertas por regalito que carece de resistencia alguna a la deformación. Por analogía con el trabajo experimental de Holzhausen, la compresión debería producir trayectorias tensionales convexas y, eventualmente, fracturas de descamación; por una rápida aplicación de la tensión sería verosímil que se produjera fallado y acuñamiento (Fig. 2.14c) más que fracturas de descamación. Si la est ructura de descamación se asocia a tensiones laterales compresivas, y si aquella es realmente arqueada, entonces el domo resultante es en cierta medida una forma de origen tectónico. Como se discutirá más adelante (Capítulo 11 ), el tectonismo a pequeña escala encuentra expresion en varios aspectos de los bornhardts granitícos y plataformas, por ejemplo. Además, hay pruebas de que algunas fracturas de descamación son planos de dislocacion local (Fig.2.1 O). En términos de compresión, las fracturas de descamación asociadas con superficies recientemente esculpidas por glaciares o ríos (como se ha señalado por ejemplo en Fig. 2.6) representan los alineamientos de tensiones en paralelismo con las superficies de menor tensión principal.

(0) RESUMEN

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f\ unque cualquiera de las varias posibles explicaciones sobre el /"\origen de las juntas de descamación pueden ser vá lidas para casos en particular, la hipótesis que ofrece la mejor explicación general es la que implica en el proceso la compresión lateral, inducida por tensiones horizontales, bien sean relictas o modernas, y la manifestación del modelo de estado tensional, dentro de, digamos un kilómetro por debajo de la superficie, cuando la carga vertical ha

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Formas y Paisajes Graníticos

disminuido por erosión o por emplazamiento tectónico. Una explicación como esta, apoyada por muchas otras pruebas a escala de afloramiento es consistente con las condiciones de tensión cuantificadas y ofrece una visión comprensible sobre la conservación de los inselbergs y la estructura de descamación generalizadamente asociada con ellos.

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Capítulo 2: Fracturas y Estructuras de Descamación

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