A Coruña ¿8 de mayo 2016 La construcción de Galicia desde sus raíces
El Macizo granítico del Monte Pindo (Coruña)
EXCURSIÓN GRATUITA Punto de encuentro: frente al Ayuntamiento de Carnota (Coruña) a las 9 de la mañana. Inscripciones e información
[email protected] Mas información del Geolodia 16 www.sociedadgeologica.es
COORDINAN:
ORGANIZAN:
FINANCIAN::
Financiado por la Fundación Española para la Ciencia y la Tecnología– Ministerio de Economía y Competitividad
Geolodía 2016 A Coruña
La construcción de Galicia desde sus raíces. El Macizo granítico del Monte Pindo (Coruña) Juan Ramón Vidal Romaní y Aurora Grandal d´Anglade Instituto Universitario de Xeoloxía Isidro Parga Pondal Universidade da Coruña
RECORRIDO:
LA FORMACIÓN GEOLÓGICA DE GALICIA. Entender la Geología de Galicia siempre ha sido una tarea de gran dificultad. Galicia se formó por la unión de materiales geológicos procedentes de lugares muy distantes del lugar donde se encuentran ahora y cuyo medio de formación no siempre fue la superficie terrestre. Unas rocas se formaron en el fondo de antiguos mares y luego fueron empujados hacia donde ahora están por los movimientos de las placas litosféricas. Otras rocas se formaron en la profundidad de la Tierra. La edad de las rocas que forman Galicia es también muy diferente y varía entre los 1160 millones de años para la mas antigua hasta otras que se han formado prácticamente ahora. Por otra parte casi todos los materiales rocosos que forman Galicia se han visto afectados por grandes fuerzas tectónicas que les han dado la forma y la disposición que tienen en la actualidad. De manera que, cuando vemos el paisaje aunque nos parece que corresponde al presente lo cierto es que es un mosaico de rocas con diferentes orígenes, de distinta procedencia y también con edades geológicas muy diversas. Y lo único que puede ayudarnos a desenredar esa madeja es una aproximación desde la Geología. El tipo de rocas que vamos a ver hoy, el granito de O Pindo, se formó en el interior de la Tierra a unos 20 km de profundidad hace unos 305 millones de años aunque quedó expuesto en la superficie de la Tierra hace aproximadamente 200 millones de años cuando Galicia formaba parte del megacontinente de Pangea. Los granitos son el primer tipo de roca que se formó en Galicia, se puede decir que son las primeras rocas gallegas y constituyen aproximadamente la mitad de las rocas que vemos en Galicia. La excursión que vamos a hacer hoy tratar de explicar como y cuando materiales tan diversos se han juntado en este lugar que llamamos el macizo de O Pindo. 3
Fase cero. Los circones de Cabo Ortegal. Cuando las rocas se meteorizan, se destruyen para formar sedimentos, pero no todos los minerales de la roca original desaparecen. Algunos, los llamados resistatos, se conservan prácticamente intactos incorporándose a los nuevos sedimentos y el mineral heredado puede continuar creciendo en la nueva roca. Es un proceso que se repite en la Tierra desde hace millones de años. En cualquier arenal costero o fluvial de Galicia podemos ver resistatos, minerales procedentes de la destrucción de rocas mas antiguas. Los más habituales son cuarzo, casiterita, magnetita, ilmenita, rutilo, zircón, monacita, etc.. Los podemos ver en la playa que está situada al lado del puerto de Lira. De todos ellos uno tiene especial interés en esta historia, el circón (Zr SiO4), un nesosilicato habitual en algunas rocas ígneas como sienitas, dioritas y granitos. Cuando se estudiaron (Sánchez Martínez 2009), las rocas de Cabo Ortegal, se observó que alguna de ellas contienen cristales de circón de 1.160 millones de años de edad procedentes de una roca magmática previa que fue destruida por meteorización.
Hace 750 millones de años, los cristales de circón se incorporaron a una ofiolita, una roca volcánica submarina que ahora se ha transformado por metamorfismo en la anfibolita de Purrido (Cabo Ortegal). Los datos paleomagnéticos indican que la anfibolita de Purrido formaba parte del mega continente, Rodinia, situado muy lejos de donde ahora está (Galicia entonces no existía). Puede decirse que estos cristales de circón, los minerales más antiguos de los encontrados hasta ahora, es lo que queda de las rocas mas antiguas de Galicia ahora desaparecidas. 4
5
Fase 1. Las rocas de Galicia. Sin embargo la mayor parte de las rocas que constituyen ahora Galicia son mucho más modernas. Se disponen según una alineación arqueada que ha recibido distintos nombres desde que fue definida por primera vez por Lotze en 1945, entre otros: Arco o Rodilla Astúrica, Arco Ibero Armoricano, Cinturón Varíscico (Martínez Catalán et al. 2009) y el más reciente, Oroclinal Ibero Armoricano, (Brandon Weil et al. 2012). Pero esta estructura geológica no se limita a Galicia sino que se extiende al resto de la Península Ibérica y a las zonas vecinas de Europa.
A.B. Weil et al. / Tectonophysics xxx (2012) xxx–xxx
Early Silurian 440 Ma
Cambrian-Ordovician 500 Ma
Ocean
A
LAURENTIA
LAURENTIA
Tacon
Siberia
ic Arc
Ava lo
nia Baltica
Iapetus Ocean Future Rheic Ocean South America
Rh
eic
Baltica
Av alo
nia
Siberia
Iapetu s
4
Oc
ea
To r
nq
ui
st
Africa
n
O
ce
Siberia
an
Africa
SSIA LAURU
GONDWANA
Baltica
GONDWANA
Carolina
Middle Ordovician 465 Ma
a
di
In Baltica
ta
nq
rc t
ica
South America
ui
st
An
To r
e
Rh
Asthenospheric mantle
ia
Lithospheric mantle
BALTICA
ab
Arc Gander Avalonia n cea ic O
Oceans/ophiolites
N
GONDWANA
Taconic Arc Iapetus Ocean
Continents
B
Africa
Siberia
LAURENTIA
Ar
Upper allochthonous units European Variscan belt
tia
en
ur
La
O
ce
an
Africa GONDWANA
Iapetus-Tornquist Ocean
Early Carboniferous 350 Ma Volcanic arc
GONDWANA
S
(500 - 490 Ma)
Peri-Gondwanan terrane Las rocas sedimentarias y volcánicas acrecionadas en el S Oroclinal Ibero N Rheic Ocean Armoricano se formaron en su mayor parte bajo el agua de dos océanos (490 - 480 Ma) Tornquist y Rheico situados entre Gondwana (Sudamérica, África, Arabia, N India y Antártica) y Laurussia (Laurentia, Avalonia Sy Báltica) que (350 - 340 Ma) constituían el Mundo de entonces. Fueron comprimidas durante la colisión entre ambos continentes, entre 380 y 370 millones de años antes de ahora, siendo intensamente plegadas, deformadas y metamorfizadas. Como se formaron lejos de su situación actual decimos que son rocas alóctonas.
Fig. 3. (A) Paleogeographic reconstruction depicting opening and closing of the Rheic Ocean. Major tectonic domains relevant to the Western Europe Variscan Belt are color coded as in the cross-sections of (B). (B) Schematic tectonic cross-sections for the time slices depicted in the paleogeographic maps of (A). Panel A reconstructions modified from Gómez Barreiro et al. (2007), Winchester et al. (2002) and Martínez Catalán et al. (2007). Panel B is modified from Martínez Catalán et al. (2007).
Cadomian subduction-related orogeny (Cuesta et al., 2004; Díaz García, 2006; Fernández-Suárez et al., 1998; Gutiérrez-Alonso, 1996; Gutiérrez-Alonso and Fernández-Suárez, 1996; Gutiérrez-Alonso, et al., 2004). The Cadomian orogeny in northern Gondwana is thought to have developed along a Cordilleran-style convergent plate boundary, characterized by a landward-dipping subduction zone and a continental magmatic arc (e.g., Cogné, 1990; Linnemann et al., 2007, 2012). The Cadomian orogen in north Gondwana was followed by lithospheric thinning during the Late Cambrian to Early Ordovician (Díaz García, 2002; Díez Fernández et al., 2011, 2012; Díez Montes, 2006; Martínez Catalán et al., 1992; Pérez-Estaún et al., 1991a;
Existing lithostratigraphic and paleontological data indicate that much of the Western Europe Variscan Belt was located adjacent to North Africa during the early Paleozoic evolution of the Rheic (e.g. Martínez-Catalán et al., 2004; Robardet, 2002). The age and origin of the basement to these sequences is poorly understood, and thus a definitive paleogeography has been elusive (Robardet, 2003). Early studies suggested that the basement of the Western Europe Variscan Belt was part of the Paleoproterozoic ca. 2.0 Ga West African craton (Guerrot et al., 1989; Samson and D'Lemos, 1998). However, more recent detrital zircon studies have pointed to other potential basement sources in NW Iberia based on age populations of
6
J.R. Martínez Catalán et al. / C. R. Geoscience 341 (2009) 114–126
119
Fig. 3. Proposed stages in the tectonic evolution of North-West (NW) Iberia. CZ: Cantabrian Zone; LAT: lower allochthon thrust; LD: Lugo dome; LFT: Lalín-Forcarei thrust; MBT: Mondoñedo basal thrust; OST: out-of-sequence thrusts; PSD: Pico Sacro detachment; PTSZ: Porto-Tomar shear zone; VF: Viveiro fault. Modified after Martínez Catalán et al. [48]. Fig. 3. Stades proposés pour l’évolution tectonique du Nord-Ouest de l’Ibérie. CZ : Zone Cantabrique ; LAT : chevauchement de l’allochtone inférieur ; LD : dôme de Lugo ; LFT : chevauchement de Lalín-Forcarei ; MBT : chevauchement de Mondoñedo ; OST : chevauchements «hors séquence » ; PSD : détachement de Pico Sacro ; PTSZ : zone de cisaillement de Porto-Tomar ; VF : faille de Viveiro. D’après Martínez Catalán et al. [48], modifié.
apparent stability of the margin indicated by the contemporaneous deposits suggests that their geochemistry could have been inherited from the source rocks. The Early Ordovician felsic magmatism has been interpreted as the result of extension in northern Gondwana (Fig. 3b), where the crust and mantle, previously hydrated by long-lasting Cadomian
subduction, would have molten during decompression [24]. 4.2. Continental rifting in the lower allochthon Metavolcanic rocks of basic to acid types are common in the Schistose Domain, although never
7
R. Díez Fernández et al. / Gondwana Research xxx (
No
s wanan terrane ond G n i i rg per dwana ma Gon n er rth
NW Iberian section (Fig. 2)
ei
cs ut
e ur
In a sutu consistent w lineation wo flow of the D bination of n ticular plate zones. We co resents the c overriding L zone domina erable sectio oblique subd tion (Fig. 5).
Rh
SIBERIA
BALTICA
LAURUSSIA ia
IA
T EN
R
U LA
n alo
Av
Acknowled
The auth as well as ed ments. This C02-01 and encia del Co co-financed
a
bi
GONDWANA In
di
a
Carolina
a Ar
Africa
rc
tic
a
South America
An
ta
References
UPPER DEVONIAN (ca. 380-370 Ma)
Fig. 5. Suggested global plate kinematics during the Upper Devonian. Continental mass Las rocas graníticas y el relieve de O Pindo distribution based on Winchester et al. (2002) and Gómez Barreiro et al. (2007).
Durante la etapa de colisión con subducción entre Gondwana y Laurrusia se generó otro tipo de roca: las rocas graníticas deeply senso affected lato que the se Although post-subduction mylonitization Malpica–Tui Complex, modifying and reorienting nearly all of the formaron donde ahora están y por eso decimos que son rocas autóctonas. earlier planar and lineardurante fabrics towards their respective flow planes Estos granitos se formaron la subducción de Gondwana bajo toward D shear zones; Fig. 3a and c), we conclude that the (e.g. L 5 Laurrusia, lo 2 que generó muchos cuerpos magmáticos que ascendieron trend preserved in the tonalitic orthogneisses is a reasonable hasta NE–SW alcanzar la superficie terrestre (Pastor Galán 2013) donde se flow vectors. It must be pointed out, approximation to the original D 1 situaron en forma de grandes volcanes. Posteriormente, principalmente however, that such a trend is estimated in present coordinates, and durante el Mesozoico (Grobe et al. 2014), la erosión arrasó tanto los for a section of the belt with a N–S attitude. materiales acrecionados entre Gondwana y Laurrusia como los edificios The same Variscan continental subduction system described here volcánicos desarrollados en superficie. Ahora solo quedan sus raíces is also exposed in Île de Groix, France (Fig. 1). There, Philippon et al. (2009) reported top-to-the-SE kinematics in D1 fabrics. Coming 8 from a small island, it is difficult to put this datum in a regional structural context since it is disconnected from the Armorican Massif. However, the Île de Groix lithologies and tectonometamorphic evolu-
Abati, J., Dunnin J.R., Andon evidence f and Planet Abati, J., Gerde R., 2010. M Gondwana Geological Arenas, R., Rub micro-inclu Santiago-sc duction an 141–164. Arenas, R., Sánc gui, P., 200 Massif): a k Ballèvre, M., Bo Massif: mo Geoscience Díez Fernández ensemble: Variscan u Díez Fernández of a contin allochthon 2010TC002 Díez Fernánde Suárez, J., 2 of NW Iber during the Díez Fernández
ctures (e.g., ts. Such restopath uncerhe timing of ell established 1997; Weil et Analyses of buted around n the northern rotations in g in the hinge ermian contive a primary (Weil et al., nt to have tization of e ended prior trata at 299 nt-set orienta-
inicialmente consolidadas a unos 20 km de profundidad en el interior de la litosfera. Las rocas graníticas son las primeras rocas gallegas formadas en el mismo sitio donde están ahora por lo que la construcción de Galicia comienza con este tipo de rocas que son la base del relieve gallego.
Las rocas graníticas, senso lato, son las rocas dominantes en el Macizo Hespérico Peninsular, especialmente en Galicia, y aparecen intercaladas entre las distintas bandas del Oroclinal Ibero Armoricano. Su relación con orocline la roca encajante tiene características muy peculiares. Esencialmente se (3-D) adaptan a la estructura sinuosa del Oroclinal. Unas veces forman cuerpos pheric-scale alargados paralelos a las grandes líneas del Oroclinal: son los cuerpos de minate against granitos concordantes, los que han intruído mas temprano. En otros nied formation casos, los cuerpos graníticos presentan un contorno circular que corta las flect a thick- estructuras del Oroclinal (por eso se llaman cuerpos discordantes). En el g (Gutiérrez- Pindo vemos los dos tipos, los granitos concordantes que forman el can granitoid contorno exterior y esencialmente están expuestos en la superficie Figure 3.como (A) Block diagramOnde depicting the effect lithospheric around que corded the conocida O Lugar se Adora, y oflos granitos bending discordantes a vertical axis and the resultant strain field (modified tangential longitudinal -Suárez et al., forman el núcleo interno de O Pindo, siendo su punto mas alto strain). Strain ellipses depict arc-parallel shortening in the inner arc and arcses intrusive precisamente la cima de A Moa. Los granitos son el último tipo de rocas parallel stretching in the outer arc. Note the different behavior of the mantle ch are lithosphere in the inner and outer arcs and the increase in thickness of mantle roclinal 9 lithosphere below the inner arc and thinning below the outer arc. (B) Snapshot s of mantle and illustration of arc development starting with a linear belt resulting from a Gondwana–Laurentia collision. (C) Second snapshot illustrating oroclinal their age,
de Galicia, con volumen significativo, que se incorpora a la litosfera terrestre y su inyección terminó hace aproximadamente 305 millones de años (Gutiérrez et al. 2011), poniendo fin al proceso formador de rocas en Galicia.
10
4. Major strike–slip faults of the Cordillera, at left, and the Variscan, at right. Both maps are plotted at the same scale. Cordilleran map modified after (Gabrielse et al., 2006) and hnston, 1999). Variscan map modified after (Martínez Catalán et al., 2007b).
Oroclines
Perhaps the most spectacular feature of either orogen is the Iberian ocline (or Iberian–Armorican Arc) of the Variscan orogen (Fig. 2). e orogen describes a 180° bend enclosing the Foreland fold and ust belt with thrusts verging toward the oroclinal core; the
metamorphic hinterland that stretches south across Iberia comprises the south limb of the orocline while southernmost Britain and all of Armorica constitute the north limb. Abundant paleomagnetic data indicate that the orocline resulted from bending of an originally linear or almost linear orogen about a vertical axis of rotation (Weil et al., 2000; Weil, 2006) in the latest Carboniferous or earliest Permian time
Una de las características mas significativas de las rocas graníticas es su estructura, es decir, los sistemas de diaclasas (discontinuidades) que se han desarrollado en ellas. En cualquier paisaje granítico, por ejemplo en el Macizo de O Pindo, vemos que las formas que lo constituyen están definidas al 100% por las diaclasas que se formaron al final de la etapa de intrusión magmática, cuando la roca aun estaba en el interior de la litosfera (Roman Berdiel, 1995; Glatzner et al., 2004; Vidal-Romaní 2008). Sin embargo un paisaje rocoso granítico no queda definido hasta que
5. (a) Distribution (in red) of mid-Cretaceous plutons intruding the metamorphic hinterland and foreland regions of Cordillera. Grey shows coeval plutons of the Coast belt. Detail of the northern Cordillera with N400 km of dextral Eocene slip along the Tintina trench fault restored. Location indicated by dashed box in (a). Plutons are contoured (long h lines) by age (n = number of U-Pb zircon age determinations). (a) and (b) modified after (Mortensen et al., 2000), (Hart et al., 2004), and (Johnston, 2008). (c) Distribution of main granitoid groups in the Variscan of NW Iberia, including post- and syn-tectonic tonalite-granite suites (dark and light grey, respectively) and post- and syn-tectonic cogranites (red and pink, respectively). Modified after (Fernandez-Suarez et al., 2000b) and (Corretgé, 1983).
11
millones de años después la erosión de la roca encajante (sedimentaria o metamórfica, menos resistente a la erosión), expone la roca granítica en superficie, (Twidale y Vidal Romaní 1994, 2005). Esto quiere decir que el paisaje del Macizo de O Pindo se formó hace 350 millones de años en el interior de la Tierra y aparece en la superficie terrestre hace aproximadamente 200 millones de años. Se trata por tanto de un paisaje de origen endógeno.
De todas los tipos de diaclasas sin duda el que es morfológicamente mas relevante es la de exfoliación (sheet structure) pues define el relieve en forma de domo la forma mas notoria (aunque no la única ni tampoco exclusiva), de los relieves graníticos (Twidale y Vidal Romaní, 2005). En el Macizo de O Pindo las diaclasas de exfoliación son las que dan su aspecto actual al pico de A Moa o al de Penafiel (Zulauf et al. 2011 a y b). Sin embargo las diaclasas de exfoliación y otras estructuras similares, no son el último episodio deformativo endógeno que afecta a las rocas intrusivas o plutónicas, sino mas bien el inicio de un tipo de deformación, no tan importante como la sheet structure pero sí muy característico. Lo vemos expresado en una forma como el tafone o cachola relacionada con la deformación del macizo rocoso en profundidad, en el dominio elástico de deformación. Aunque ha sido considerada usualmente como de origen exógeno por meteorización física o química en la superficie de la tierra (Twidale y Vidal-Romaní 2005, Migon 2006) el tafone (cachola) es una forma de origen endógeno y se genera al final de la etapa intrusiva, y una 12
vez que la parte mas externa del plutón ha quedado dividida en bloques de diferentes tamaños y dimensiones (Cloos 1923). Estos bloques, cuando son movilizados por pequeños desplazamientos y/o movimientos diferenciales entre ellos, generan un último tipo de deformación en el campo elástico, normalmente no considerado en Geología Estructural, aunque sí en Mecánica de Rocas (Leonhardt y Mönnig 1975). No se da en la totalidad de los planos estructurales de la sheet structure, sino en puntos específicos de ésta en el contacto entre dos bloques (deformación puntual en el campo elástico) (Vidal-Romaní 1991, 2008) donde se generarán cargas puntuales de valores muy elevados que actúan sobre la superficie del bloque. Por debajo del punto de aplicación de la carga las tensiones cambian de compresivas a tractivas, y la resistencia del granito a tracción está entre 1/10 y 1/50 de la resistencia a compresión. Esto implica que aunque la roca se rompe lo hace a mucha profundidad, entre 10 y 24 km, y los efectos de esta deformación no se pueden apreciar hasta que el bloque llegue a la superficie terrestre que es cuando se produce el vaciado de los volúmenes de roca afectada dando así lugar a la aparición de la cachola. Finalmente otro tipo de forma, las pías (vasque) se pueden ver también en los relieves graníticos. Su origen es un poco mas complicado pues algunos autores piensan que son similares a los tafoni y otros piensan que se forman por disolución del granito, lo que, considerando que el granito es insoluble en el agua, puede resultar un poco chocante. Cualquier paisaje desarrollado sobre rocas graníticas, y el del Pindo es un buen ejemplo, está formado por una asociación o combinación de formas: diaclasas, tafoni y pías, formados en profundidad y que solo podemos ver cuando la roca queda expuesta en superficie una vez que se ha erosionado la roca donde intruyó el granito; es lo que se llama un paisaje endógeno. No obstante hay algún tipo de formas desarrolladas en los granitos que si se forman en superficie. En el Macizo de O Pindo destacamos las marmitas de gigante, son magníficas las que podemos ver en el cauce del Xallas en Ézaro y las acanaladuras o rills que se forman en las superficies de las grandes llambrías (laxes) y que se formaron por los escurrimientos del agua de la lluvia.
13
14
15
Formas paleozoicas conservadas en Galicia. De la primera etapa de construcción geológica de Galicia casi solo se han conservado las rocas. Sin embargo hay dos tipos de formas en el paisaje actual que nos ayudan a entender lo que ocurrió durante el proceso de colisión-subducción entre Gondwana y Laurrusia. El primer tipo de forma son los restos, aun reconocibles, de los grandes plegamientos producidos durante la colisión que originó Pangea. Los podemos ver en Galicia, de norte a sur en distintas partes de las provincias de Lugo y Ourense, aunque sin duda el afloramiento más famoso es el llamado Pliegue de O Courel o de Campodola-Leixazós, protegido por la Xunta de Galicia como Monumento Natural en 2011. El segundo tipo de formas está representado por los cuerpos graníticos concordantes y sobre todo discordantes cuya morfología intrusiva vemos ahora como domos o "moas". El ejemplo mejor conservado es el Macizo granítico de O Pindo.
16
Fase 2. La fragmentación de Pangea y la definición del contorno de Galicia. Durante la siguiente etapa, el Mesozoico, el proceso geológico dominante en Galicia fue casi exclusivamente la erosión. Galicia, como parte de Pangea pasó por los mismos avatares que el resto del megacontinente. Pero la erosión ha hecho desaparecer, con escasas excepciones, la sedimentación correspondiente a esta etapa. Al inicio del Mesozoico hace unos 200 millones de años durante el Triásico, Pangea empezó a romperse iniciándose la individualización de la Península Ibérica con el desarrollo de su rasgo más característico: la línea de costa de Galicia, tanto al norte como al oeste definida por imponentes acantilados de origen tectónico y no por erosión marina (acantilados intraplaca). Ese característico ángulo recto entre el Cantábrico y el Atlántico se debe a la actividad de un punto triple (apertura de 3 dorsales medioceánicas).
Los primeros sedimentos marinos depositados en el perímetro marino de la Península Ibérica (que entonces sería una isla), corresponden al Cretácico, hace unos 100 millones de años. Es en este momento cuando el mar llega por primera vez a la costa gallega. En esta etapa el rasgo dominante de la costa gallega era el de una costa de acantilados de origen tectónico que son el resultado de la rotura de Pangea. 17
18
Los acantilados tectónicos de Galicia. Desde el cabo Ortegal hasta el sur. Los acantilados tectónicos (intraplaca) de Galicia son sin duda, los mejor conservados de toda la Península Ibérica. Se pueden ver en el margen norte cantábrico, pero mas especialmente en el borde oeste atlántico (Cabo Ortegal, Monte Pindo, Barbanza, Monte Xiabre, Serra do Galiñeiro, etc.). Inicialmente estos acantilados eran formas compactas continuas a lo largo de la costa de Galicia. Pero el desmantelamiento de la costa de Iberia comenzó muy pronto, pues la mayor parte de la costa atlántica galaico portuguesa fue degradada por la erosión de los ríos atlánticos en su camino hacia el mar.
Durante casi todo el Mesozoico (Grobe et al. 2014), la Galicia interior estuvo expuesta a una continuada erosión principalmente de origen fluvial. Obviamente, aunque la erosión actuase en las zonas costeras por acción marina, fue también efectiva (Pannekoek 1966) a lo largo de los cauces de sus ríos. Es lo que nos dicen los perfiles longitudinales de los ríos atlánticos actuales, que conservan discontinuidades en su perfil longitudinal señalando hasta donde llegó la onda erosiva remontante iniciada en la costa. La mayor parte de estas discontinuidades se hallan en el interior de Galicia, ocultas bajo las aguas de los embalses, y tan solo en el caso del río Xallas se manifiesta, a veces, con todo su esplendor en la fervenza (cascada) de Ézaro. No es por tanto muy aventurado suponer que Galicia estaría surcada por una red fluvial que desembocaba en el mar, bien al norte (costa cantábrica) bien, principalmente, al oeste (costa 19
atlántica) (Pais et al. 2012). La llegada de los ríos de Galicia y del norte de Portugal al mar es un proceso que culminó en fechas diferentes. En unos casos hace 100 millones de años para los grandes ríos atlánticos: Tambre (Muros), Ulla (Arousa), Lérez (Pontevedra), Verdugo-Oitavén (Vigo), Miño/Minho-Sil (Caminha-Camposancos), Lima/Limia (Viana do Castelo), Cávado (Esposende), Ave (Vila do Conde) y Duero/Douro (Porto). Los demás ríos debieron alcanzar el mar posteriormente (entre 24 y 5 millones de años) al menos en su recorrido actual, pues la posterior formación de la Cadena Cantábrica interfirió en el desarrollo de la red fluvial.
20
Fase 3. La tectónica Alpina y el relieve actual de Galicia. Durante el Mesozoico la costa atlántica estuvo sometida a un régimen distensivo, al corresponder a un borde de placa pasivo como corresponde a dos placas litosfericas que se alejan y situadas a ambos lados del Océano Atlántico. Sin embargo, la situación cambia en Galicia durante Cenozoico especialmente durante el Paleógeno o Terciario inferior (entre 65 y 35 millones de años antes de ahora), (Ribeiro 2002) debido a la convergencia entre la Placa Euroasiática y la Placa Ibérica lo que convierte la costa norte (o Cantábrica) de Galicia en un borde compresivo (Gallastegui Suárez 2000). A consecuencia de esta compresión o colisión se formará la Cordillera Cantábrica y asociada a ella se produce el levantamiento de la costa gallega y en el caso que nos ocupa ahora, del Macizo de El Pindo. En respuesta al levantamiento paleógeno los ríos se encajan en sus valles, formándose las rías galaico portuguesas. En el macizo de O Pindo el único río que lo atraviesa, el Xallas, muestra aun las huellas de ese levantamiento pues su desembocadura en el mar no es a nivel, como el resto de los ríos gallegos, sino en la hermosa cascada (cadoiro, fervenza) de O Ézaro. La costa gallega: hundimiento versus levantamiento. Una de las consecuencias de esta nueva interpretación de la evolución del relieve gallego es que, contra lo que se pensaba hasta ahora, la costa gallega es una costa de levantamiento, como se deduce (Viveen et al. 2012, 2013a y b) del estudio de las terrazas del Miño en su tramo final entre As Neves y el mar. Y las huellas de levantamiento no se limitan a la desembocadura del rio Miño, sino que se reconocen a lo largo de toda la costa galaicoportuguesa al norte y al sur del Miño (Minho), en forma de niveles marinos situados a distintas alturas sobre el nivel del mar en la costa atlántica de Iberia y en especial en la cascada de Ézaro. 21
22
Fase 4. El Pleistoceno o la Edad de los hielos en Galicia: su influencia en la costa gallega. En efecto, el levantamiento del relieve de Galicia durante el Terciario tuvo unos efectos colaterales que se dejan sentir durante el Pleistoceno (últimos 2,58 millones de años). En esta etapa de la historia geológica de la Tierra se produjo una alternancia de 20 fases glaciales con 20 fases interglaciales extendidas a toda la Tierra y que en Galicia tienen un desarrollo muy peculiar. A pesar de que la Península Ibérica está muy alejada del frente del máximo avance de los hielos del Hemisferio Norte, la tectónica terciaria produjo elevaciones selectivas en el relieve de toda la Cordillera cantábrica, desde los Pirineos hasta Galicia. Los relieves situados a cotas de 1000 m, o superiores, se convierten en áreas de acumulación de nieve primero, que luego evoluciona hacia hielo glaciar. Pero el glaciarismo pleistoceno de Galicia es cuantitativamente poco relevante al situarse el Monte Pindo por debajo de la cota de los 1000 metros y a lo sumo tanto O Pindo como los vecinos Montes de A Ruña solo se vieron afectadas por procesos periglaciares pero nunca glaciares (Sanjurjo et al., 2009). El vaciado de las rías. Sin embargo el principal efecto del alternativo enfriamiento y calentamiento del clima mundial durante los últimos 2,58 millones de años, en Galicia y por tanto en la zona de O Pindo no estuvo en la acción de los procesos glaciares en las montañas, sino en sus efectos colaterales en la línea de costa. Durante el Cuaternario el nivel del mar pasa de estar desde unos 50 m por encima del nivel actual durante las etapas interglaciales a unos -200m por debajo del nivel actual durante las etapas glaciales. La repetición de la oscilación del nivel de base se produce hasta 40 veces durante el Pleistoceno y su mayor efecto está en la reactivación de los procesos erosivos fluviales en las zonas mas cercanas a la costa. Sin embargo dada la naturaleza rocoso del lecho del Xallas en su tramo final apenas ha debido de modificarse durante todo el Cuaternario. A lo sumo los efectos de estos cambios eustáticos producirían que la cascada del Xallas durante las etapas glaciales presentase un aspecto ligeramente diferente al actual, al caer las aguas del rio, no sobre el mar como ocurre ahora sino sobre el mismo río, dándole tal vez un aspecto similar al del rio Toxa en Pontevedra, aunque sin duda mas espectacular. Por todo esto podemos decir que la cascada del Xallas se ha debido mantener mas o menos como ahora la vemos durante todo el Cuaternario y posiblemente durante muchos millones de años atrás. Es irónico pensar que lo que no 23
pudo hacer el Cambio Climático cuaternario lo ha conseguido la acción antrópica, mejor la voracidad antrópica.
24
Los episodios eólicos durante el Pleistoceno en Galicia La erosión fluvial durante las fases glaciares e interglaciares en la costa gallega fue, obviamente, solo activa en el ámbito estricto de las rías. Pero en los interfluvios entre rías otros procesos sedimentarios han dejado registros, aunque a veces alcanzan una gran antigüedad (hasta 300 ka, Trindade et al. 2013) en toda la costa gallega. Es el caso de los mantos de arenas eólicas, que cubrieron toda la costa con dunas trepadoras y que hoy aun se pueden reconocer. La formación de este tipo de dunas es contemporánea con las etapas glaciares a escala mundial, con un nivel del mar por debajo del actual. Hay muchos afloramientos de dunas pleistocenas en la costa gallega, aunque suelen pasar desapercibidas al haberse desarrollado suelos sobre ellas. Las dunas pleistocenas se comenzarían a formar durante las etapas glaciales en la línea de costa, a veces hasta a 40 km de distancia de la costa actual. Luego, al final de cada glaciación y a medida que el mar iba recuperando su nivel actual, se moverían hacia la costa impulsadas por el viento hasta quedar retenidas contra los relieves rocosos más firmes. Debieron recubrir gran parte de los relieves rocosos costeros de manera muy similar a como ocurre ahora en Doniños, Frouxeira, Playa de Trece (Xaviña), Monte Branco (Ponteceso, Anllóns), Cabo de Home, Cíes, A Lanzada, O Grove, etc., y de ahí su nombre de dunas rampantes o dunas trepadoras. Aunque ahora las vemos al borde de la costa, han recorrido una gran distancia desde su situación original al borde del mar, a veces hasta 40 km de distancia moviéndose impulsadas por el viento hasta llegar a la costa rocosa. En la actualidad estas dunas, al no poder recibir más aportes de arena pues la subida del nivel del mar durante el Holoceno ha cubierto el área fuente, están siendo destruidas por el viento que las transforma en acumulaciones tabulares de arena que la vegetación coloniza rápidamente.
25
26
300.000 antes de ahora
Cabo Finisterre
Cabo Touriñán
Cee
Camariñas
Monte Pindo
Corme
Illas Sisargas
Laxe
Pasarela
15.000 antes de ahora
Cabo Finisterre
Cabo Touriñán
Actual
Cee
Camariñas
Monte Pindo
Pasarela
Laxe
Corme
Illas Sisargas
Las lagunas costeras de la costa de Galicia. En otros casos las dunas, en su viaje hacia el continente durante el postglacial, interceptaron pequeñas ensenadas. Algunos ejemplos en la Costa da Morte fueron (Baldaio, Traba, Caldebarcos, Carnota, Louro, Xuno, Carregal o Corrubedo), dando lugar a la formación de lagunas litorales. Los sistemas dunares así detenidos al no poder avanzar por encima del agua continúan siendo erosionadas al no recibir aportes desde el mar. Una vez que las lagunas se llenan puede haber, como en el caso de Corrubedo un avance de la duna por encima de la laguna colmatada de arena hasta que la duna se destruye transformándose en una acumulación tabular de arena. Como ocurre con todas las dunas costeras de Galicia el ascenso del nivel del mar actual lleva a estas lagunas costeras hacia una destrucción irreversible. Esto es algo que podemos ver en la misma laguna de Caldebarcos que ha sido prácticamente colmatada por las arenas impulsadas por el viento.
Fase cinco. Evolución futura del Monte Pindo. El aspecto del Monte Pindo en los próximos 2000 años va a ser prácticamente el mismo que ahora. La gran masa rocosa continuará igual y solo la zona de Caldebarcos-Carnota sufrirá grandes cambios. La laguna de Caldebarcos será destruida y el mar avanzará hacia su interior creando una nueva línea de costa. Posiblemente con la formación de una nueva laguna de agua dulce en la zona de Cameixa-Cornido. Pero por lo demás, el resto del paisaje continuará como ahora lo vemos. 27
28
Bibliografía. Brandon Weil, G. Gutiérrez-Alonso, S.T. Johnston, D. Pastor-Galán (2013). Kinematic constraints on buckling a lithospheric-scale orocline along the northern margin of Gondwana: A geologic synthesis. Tectonophysics, 582, 25-49. Brum de Ferreira, A., Vidal Romaní, J.R., Zezere J.L., Rodrigues M.L. (2000). A Glaciação plistocénica da Serra do Gerês. Finisterra, XXXV, 69, pp.39-68. Fernández Lozano J (2014). Cainozoic deformation of Iberia: a model for intraplate mountain building and basin development based on analogue modelling. Serie NOVA TERRA, 46, 161pp. Coruña. Fernández Mosquera D. Marti K. Vidal Romaní J. R. & Weigel D. (2000). Late Pleistocene deglaciation chronology in the NW of the Iberian Peninsula using cosmic-ray produced 21Ne in quartz. Nuclear Instruments and Methods in Physical Research B., 172,1-6. Gallastegui Suárez J. (2000). Estructura cortical de la Cordillera y Margen continental cantábricos: perfiles ESCI-N. Trabajos de Geología, 22, 221 pp.. Universidad de Oviedo, Oviedo. Grobe R.W., Álvarez-Marrón J., Glasmacher U.A., Stuart F.M. (2014). Mesozoic exhumation history and palaeolandscape of the Iberian Massif in eastern Galicia from apatite fission-track and (U+Th)/He data. International Journal of Earth Science, 103, 539-561. Gutiérrez-Alonso G, Fernández-Suárez J, Jeffries T E, Johnston S T, Pastor-Galán D, Murphy J B,M. Piedad Franco P, and Gonzalo J C. (2011). Diachronous post-orogenic magmatism within a developing orocline in Iberia, European Variscides. Tectonics, 30, TC5008, doi:10.1029/2010TC002845. Lautensach, G. (1941). Interglaciale Terrasenbildung in Nord Portugal, und ihre Bezrehungen zu den allgemenen. Petermanns Geografische mitteilungen fasc. 9, pp. 297-311. Lautensach, H. (1945). Formação dos terraços interglaciarios do Norte de Portugal e as suas relações com os problemas da epoca glaciaria. Soc. Geol. de Portugal. pp. 139. Martínez Catalán J R, Arenas R, Abati J, Sánchez Martínez S, Díaz García F, Fernández Suárez J, González Cuadra P, Castiñeiras P, Gómez Barreiro J, Díez Montes A, González Clavijo E, Rubio Pascual F J, Andonaegui P, Jeffries T E, E. Alcock J E, Díez Fernández R, López Carmona A (2009) A rootless suture and the loss of the roots of a mountain chain: The Variscan belt of NW Iberia. Comptes Rendues Geoscience. Tectonic. 341 (2009) 114–126. Mary G. (1983). Evolución del margen costero de la Cordillera Cantábrica en Asturias desde el Mioceno. Trabajos de Geología 13,3-35. Moullade M., Boillot G. (1988). Subsidence and deepening of the Galicia Margin: the paleoenvironmental control (1988). Proceedings of the Ocean Drilling Program, Scientific Results, Vol. 103, 733-740. Ottman,F.(1967). Introducción a la geología marina y litoral. Manuales EUDEBA. Buenos Aires. Pastor Galán D. (2013). Evolución geodinámica del Oroclinal Ibero Armoricano. Geología estructural, modelización análoga y geocronología. Serie Nova Terra, 43, 183 pp. 29
Pais J., Cunha P P, Pereira D, Legoinha P, Dias R, Moura D, Brum da Silveira A, Kullberg J C, González-Delgado J.A. (2012). The Paleogene and Neogene of Western Iberia. A Cenozoic Record in the European Atlantic Domain. Springer briefs of Earth Sciences, Springer Verlag, 158 pp. Pannekoek A.J. (1966). The Ria problem. Tijdschr. Kon. Ned. Aardr. Gen. 83, 289-297. Ribeiro A. (2002). Soft plates and impact tectonics. Springer Verlag 324pp. Sánchez Martínez S. (2009). Geoquímica y geocronología de las ofiolitas de Galicia. Serie Nova Terra 37, 351 pp. Sanjurjo Sánchez, J.; Fernández Mosquera, D.; Vidal Romaní J. R. (2009). Assessing the age-weathering correspondence of cosmogenic 21Ne dated Pleistocene surfaces by the Schmidt hammer. Earth Surface Processes and Landforms.,1121-1125. Trindade M.J., Prudencio M.I.; Sanjurjo Sánchez J.; Vidal-Romaní J.R.; Ferrez T.; Fernández Mosquera D.; Dias M.I. (2013). Post-depositional processes of elemental enrichment inside dark nodular masses of an ancient aeolian dune from A Coruña Northwestern Spain .Geologica Acta, 2, 231-244. Valley J.W., Cavosie A.J., Ushikubo T., Reinhard D.A., Lawrence D.F., Larson D.J., Clifton P.H., Kelly T.F, Wilde S.A., Moser D.E. & Spicuzza M.J. (2014). Hadean age for a postmagma-ocean zircon confirmed by atom-probe tomography. Nature Geoscience. DOI: 10.1038/NGEO2075 Vicente de G; Vegas R (2009). Large-scale distributed deformation controlled topography along the western Africa–Eurasia limit: Tectonic constraints. Tectonophysics, 474, 124-143. Vidal Romaní J. R.; Fernández Mosquera D.; Marti K.& Brum Ferreira A. De. (1999) Nuevos datos sobre la cronología glaciar pleistocena en el NW de la Península Ibérica. Cadernos do Laboratorio Xeolóxico de Laxe, 24, 7-30 Viveen W; Schoorl J; Veldkamp A; Van Balen R; Desprat S; Vidal-Romaní J R (2013 a). Reconstructing the interacting effects of base level, climate and tectonic uplift in the Lower Miño River terrace record: a gradient modelling evaluation. Geomorphology, 186, 96-118. Viveen W. , R. Braucher, D. Bourlès, J.M. Schoorl, A. Veldkamp, R.T. Van Balen, J. Wallinga, D. Fernández-Mosquera, J.R. Vidal-Romaní, J. Sanjurjo-Sanchez. (2012). A 0.65 Ma chronology and incision rate assessment of the NW Iberian Miño River terraces based on 10Be and luminescence dating. Global and Planetary Change, 94-95, 82-100. Viveen, W; Schoorl, J; Veldkamp, A; Van Balen, R; Vidal-Romaní, J. R (2013 b). Fluvial terrace map of the northwest Iberian lower Miño River. Journal of Maps. 9,4, 513-522. Yepes J & J.R. Vidal Romaní (2004). Análisis morfológico de la red fluvial en la cuenca de los ríos Miño y Sil (Ourense). Contribuciones recientes sobre Geomorfología, 1, 127-134 Yepes J & J.R. Vidal Romaní (2004). Indicios de antecedencia en la red fluvial del SE de Galicia. Estudios Geológicos, 60 (1-2), 21-35.
30
A Coruña
8 de mayo 2016 La construcción de Galicia desde sus raíces
El Macizo granítico del Monte Pindo (Coruña)
EXCURSIÓN GRATUITA Punto de encuentro: frente al Ayuntamiento de Carnota (Coruña) a las 9 de la mañana. Inscripciones e información
[email protected] Mas información del Geolodia 16 www.sociedadgeologica.es
COORDINAN:
ORGANIZAN:
FINANCIAN:
Financiado por la Fundación Española para la Ciencia y la Tecnología–Ministerio de Economía y Competitividad
