Evolución geomorfológica del macizo Hesperico … · sentada por la plataforma continental, adelgazada por fallas N-S; y la corteza continental emergida, con cabalgamientos,

EEvvoolluucciióónn ggeeoommoorrffoollóóggiiccaa ddeell mmaacciizzooHHeessppeerriiccoo PPeenniinnssuullaarr.. EEssttuuddiioo ddee uunn sseeccttoorrccoommpprreennddiiddoo eennttrree llaass pprroovviinncciiaass ddee LLuuggoo yy

OOuurreennssee ((GGaalliicciiaa,, NNWW ddee EEssppaaññaa))..

Geomorphic evolution of the PeninsularHesperian massif. Study of a sector situated

between Lugo and Ourense provinces (Galicia,NW Spain)

VIDAL ROMANI, J. R.; YEPES TEMIÑO, J.; RODRIGUEZ MARTINEZ CONDE, R.

AABBSSTTRRAACCTT..

This paper deals with the relief generation in Ourense, an interior territory of the GaliciaCountry, at NW Spain, after the breakdown of Pangea 200 million years ago. The rupture ofsupercontinent causes the main effects in the outer part of Galicia, the present coast line andthe shelf, but also the inner parts of Galicia where the landscape changes dramatically mainlyruled by fluvial incision connected with uprising, (orogenic, epirogenic, or isostatic origin), oreven with eustatic oscillations, that shaped the previous old mesozoic landscape. Various thingscomplicate the correct understanding of Galician geomorphology:1) the prevalent hercynianstructure, (presumably reactivated during the Alpine Orogeny), causes that the epigenic pro-cesses, (fluvial, glaciar, marine and etching), acting on Galicia from Mesozoic to present times,produce end forms identified erroneously at the previous literature as tectonic and not as etchforms profiting from lithological or structural contrasts. 2) the common morphotectonic modelaccepted by all previous researchers establishes for the whole of Galicia a blocky pattern, (horstand graben like), due to extensional tectonic regime. This model is proved as no longer validbecause the Galician tertiary basins, even were described at the past as graben depressions neverhave this origin. 3) big differences exist between the north and western sides of Galicia thatshow contrasted tectonic regime: compressional (with forms as the so called raised platforms),at the northern coast border, and extensional (with forms so typical as the Rias), at the westernside. The study area is located at the confluence of two tectonic domains where the above men-

Cadernos Lab. Xeolóxico de LaxeCoruña. 1998. Vol. 23, pp. 165-199

166 Vidal Romaní & Yepes Temiño CAD. LAB. XEOL. LAXE 23 (1998)

tioned effects are coincidents and specially well showed through different effects: prominentassimetry of fluvial captures (west facing), pronounced river incision and different kinds of ter-tiary basins: either strike slipe faults (Maceda, Xinzo de Limia, etc), or overslipped by inversefaults, (Quiroga, A Rúa, etc.), or even corresponding with depressions never, (or anywise passi-vely), affected by tectonic movements, (Monforte). The paper include a detailed inventory ofsurfaces and terrace levels and their incision sequence which allow stablish a relative chronologyof geomorphic evolution at this area of NW Spain during meso-cainozoic times.

KKeeyy wwoorrddss:: galician geomorphology, Mesozoic, Cainozoic, plate tectonics, Basal PyreneanOverriding, Pangea.

VIDAL ROMANI, J. R. (Instituto de Geología Isidro Parga Pondal, Universidade da Coruña,15071-A Coruña) ; YEPES TEMIÑO, J.(Universidade da Coruña, 15071-A Coruña); RODRIGUEZMARTINEZ CONDE, R. (Departamento de Geografía. Facultad de Geografía. Universidade deSantiago de Compostela. Santiago de Compostela).

FFiigg.. 11.. GGrraannddeess uunniiddaaddeess eessttrruuccttuurraalleess aallppiinnaass ddeell NNWW ddee llaa PPeenníínnssuullaa IIbbéérriiccaa.. EEllaabboorraaddoo aa ppaarr--ttiirr ddee llaa ffiigg.. 33 ddee SSAANNTTAANNAACCHH ((11999944)).. LLeeyyeennddaa:: EEll oorróóggeennoo ppiirreennaaiiccoo ssee eennccuueennttrraa eenneell llíímmiittee ddee llaass ppllaaccaass iibbéérriiccaa yy eeuurrooppeeaa.. LLaa ppllaaccaa eeuurrooppeeaa eessttáá rreepprreesseennttaaddaa ppoorr llaa ccoorrttee--zzaa oocceeáánniiccaa ddeell GGoollffoo ddee BBiizzkkaaiiaa ((eenn ggrriiss oossccuurroo)).. LLaa ppllaaccaa iibbéérriiccaa ((eenn bbllaannccoo)) eessttáá rreepprree--sseennttaaddaa ppoorr llaa ppllaattaaffoorrmmaa ccoonnttiinneennttaall,, aaddeellggaazzaaddaa ppoorr ffaallllaass NN--SS;; yy llaa ccoorrtteezzaa ccoonnttiinneennttaalleemmeerrggiiddaa,, ccoonn ccaabbaallggaammiieennttooss,, ffaallllaass ddiirreecccciioonnaalleess yy rreelliieevveess ppoorr eenncciimmaa ddee 11000000 mm ((eennnneeggrroo)).. EEnn eell llíímmiittee ddee llaass ddooss ppllaaccaass ssee eennccuueennttrraa eell ffrreennttee ddee ssuubbdduucccciióónn yy eell pprriissmmaa ddeeaaccrreecciióónn ((ggrriiss ccllaarroo))..

CAD. LAB. XEOL. LAXE 23 (1998) Evolución geomorfológica 167


1. PPRREESSEENNTTAACCIIOONN

1.1. AAnntteecceeddeenntteess

Galicia (Noroeste de España) es unazona con una geología propia de terrenosantiguos: afloramiento predominante desustrato cristalino (granitoides o meta-mórfico) y cobertera reciente (cenozoico)poco significativa (cuantitativa o en super-ficie). Morfológicamente Galicia ha sidosiempre definida como un relieve madurorejuvenecido por el encajamiento de la redde drenaje asociado a levantamientos litos-féricos, (isostáticos, epirogénicos u orogé-nicos), aunque también por los cambios enel nivel del mar debidos a las oscilacionesglacioeustáticas pleistocenas. En la forma-ción del relieve gallego se pueden distin-guir dos etapas: la pre-geomorfológica y lageomorfológica (VIDAL ROMANI,1996), que abarca los últimos 65 millonesde años. De la primera apenas si se recono-cen depósitos o formaciones geológicas,nunca asociadas a formas, pero con signifi-cado paleogeográfico y paleogeomorfoló-gico. Es el caso de la Unidad Ollo de Sapo,o del límite sur de la Unidad de Ordenes,que, aun siendo esencialmente unidadesgeológicas, poseen un adicional significa-do paleogeográfico al interpretarse comobordes de sutura de edad paleozoica entreGondwana y Laurasia. La misma Unidadde Ordes tiene un caracter alóctono, alhaberse emplazando en su posición actualen el Devónico inferior (RIES y SHAC-KLETON, 1971), lo que hace suponer yapara entonces una superficie subhorizontala cuyo favor se habría producido el cabal-gamiento de aquella unidad geológica. Entodos estos casos o en otros muchos, aunno conservándose forma alguna por el arra-

samiento erosivo posterior, podemos supo-ner un valor pregeomorfológico a la propiaunidad litológica, al no ser demasiadoajena a lo que se considera un rasgo geo-morfológico.

La etapa geomorfológica s.s., se iniciaen el intervalo Pérmico-Triásico y de ellase pueden reconocer restos de superficies,como las partes culminantes en los«horst» submarinos de los bancos deGalicia, Vigo, Porto, etc., fosilizados porevaporitas y calizas recifales de edad meso-zoica; triásica según VANNEY et alii(1979) o jurásica para BLACK et alii(1964). Estos depósitos indican para elCretácico, que la Placa Ibérica era undominio sumergido somero, o tal vezemergido en el NW (MUÑOZ y SANTA-NACH, 1995). Pero la identificación delaspecto aproximado de la superficie deGalicia durante el Mesozoico no es por elmomento posible, dada la fragmentaciónfinimesozoica de Pangea, proceso duranteel que se va a definir la morfología actualde Galicia. En el oeste de Galicia, la sepa-ración de las placas Ibérica y Americanainiciada en el intervalo Jurásico-Cretácicoinferior, con creación de fondo oceánico enel occidente gallego (BOILLOT yMALOD, 1988), adelgazamiento y frag-mentación por extensión de la litosfera,(según fallas lístricas orientadas norte-sur,SANTANACH, 1994), va a producir unescalonamiento del borde continental, conel último peldaño en el borde de la plata-forma gallega continental actual. Por elnorte, la convergencia de las placas Ibéricay Euroasiática entre el Cretácico superior yel Eoceno, habría supuesto tanto la coli-sión continental en Pirineos como la sub-ducción bajo la Placa Ibérica a lo largo del


borde sur del Golfo de Vizcaya. De resul-tas de la colisión continental septentrionalse forman el Cabalgamiento BasalPirenaico (SANTANACH, 1994) y relie-ves asociados, (Cadena Cantábrica) y, comoacontecimientos específicos en Galicia (verVIDAL ROMANI, 1996), la «emersiónde la rasa cantábrica» o la surrección deCabo Ortegal. El proceso de subducciónformaría el prisma de acreción de CaboOrtegal y la trinchera oceánica asociada,(BOILLOT y MALOD, 1988). En la zonacontinental la evolución morfológica no estan bien conocida como en el bordesumergido. A ello se debe la interpreta-ción confusa de la influencia de la orogeniaalpina y en particular de la estructura delas fosas terciarias gallegas que desafortu-nadamente hizo asumir para toda Galiciala idea de una tectónica distensiva o, para-dójicamente, de abombamiento de los lla-mados bloques corticales. A partir de cual-quiera de los dos supuestos se generaría unpaisaje de horst y graben o de «teclas depiano» (CARLÉ, 1949; HERNANDEZ-PACHECO, 1949; BIROT y SOLE, 1954;LLOPIS, 1958; NONN, 1966; PANNE-KOEK, 1966; 1970; ALIA, 1976; MAL-DONADO, 1979, MARTIN SERRANO,1979, 1982, 1988, 1989, 1991 a y b,1994 a y b; HERAIL, 1984; ARAUJO etalii, 1982, 1988; VERGNOLLE, 1985,1987, 1990; PEREZ ALBERTI,1990;etc.,). Estos bloques, o la bóveda definidapor ellos en el dominio gallego u norocci-dental ibérico se inclinaría hacia el mar entransición gradual desde los MontesGalaico-Leoneses (BIROT y SOLE, 1954;TORRE ENCISO, 1954, 1958, 1970;MARTIN-SERRANO, 1994a). De éstehundimiento resultaron, según algunos

autores, las Rias en la costa occidental(NONN, 1966; PANNEKOEK, 1966;1970; TORRE ENCISO, 1954, 1958,1970). Estas ideas han sido aceptadas sinapenas modificación hasta 1983 cuando secomienza a interpretar la génesis del relie-ve gallego según la tectónica de placas.(ver VIDAL ROMANI, 1983, 1984,1989, 1991, 1996; TWIDALE y VIDALROMANI, 1994; PAGES 1996, YEPESTEMIÑO, 1998; FERRUS PINYOL,1998). Si en un principio el modelo dehorst y graben parecía aparentemente con-firmado por las investigaciones realizadasen la plataforma continental gallega yzonas adyacentes, (BLACK et alii., 1964;BOILLOT, 1986; BOILLOT et alii,1971a; 1971b; 1971c; 1985; 1988b;1989; VANNEY et alii, 1985), más ade-lante hemos podido constatar que la tectó-nica extensiva en la zona sumergida occi-dental no tiene nada que ver con la actuan-te en la zona emergida en la misma época.En efecto, las cuencas terciarias lignitífe-ras, nunca se corresponden con graben. Ensu lugar hemos podido distinguir hasta elmomento tres tipos de fosas tectónicas: lasasociadas a fallas direccionales (Maceda,Xinzo de Limia, Verín-Chaves, etc.), lasque se forman como cobijaduras bajo fallasinversas, (Quiroga, A Rúa, etc.),(MONGE, 1987; BACELAR et alii,1988, 1992; SANTANACH et alii,1998;DE VICENTE et alii, 1992; FERRUSPINYOL, 1994, 1998; SANTANACH1994, 1998) y las depresiones grabadas ode corrosión química, nunca afectadas porla tectónica, o si lo fueron en cualquiercaso pasivamente, (Monforte), (YEPES,1998). La confusión entre formas tectóni-cas y formas de corrosión química (etche


forms) ya había sido señalada previamenteen otras zonas de Galicia, (PAGES yVIDAL ROMANI, 1997 a). La investiga-ción de la tectónica terciaria pone demanifiesto además la importancia deestructuras alpinas, como elCabalgamiento Basal Pirenaico (SANTA-NACH 1994, 1998), o la CordilleraBética, (SANZ DE GALDEANO et alii,1998) en la morfología actual de la PlacaIbérica. La primera estructura fue definidainicialmente sólo para el este de laPenínsula Ibérica (SANTANACH 1994),aunque ahora se haya extendido su aplica-ción hasta el extremo occidental de laPenínsula Ibérica, (SANTANACH 1994,1998; YEPES, 1998). En nuestra opiniónel modelo propugnado por SANTA-NACH (1994) no es equiparable al casogallego, que posee unas dimensiones másmodestas que las de un borde de colisióntipo andino y además, ha experimentadouna actividad de subducción más corta yque ahora parece detenido. Los estudiosmás recientes lo confirman así puesto queFERRUS PINYOL (1998) y SANZ DEGALDEANO et alii (1998) determinanque las tasas de subsidencia, o las de levan-tamiento deducidas para la tectónica alpi-na en ambos extremos de la Placa Ibérica,han sido contínuas manteniéndose prácti-camente constantes durante millones deaños y dando lugar a efectos muy diferen-tes en el Norte y en el Sur de la PlacaIbérica. Prueba de ello es la respetablealtura de los relieves alpinos en las Béticasy en el Pirineo o sus equivalentes enGalicia. Asi parece reafirmarse más la ideade una evolución geomorfológica en equi-librio para el Noroeste de la Península

Ibérica (PAGES, 1996 CANTANO, 1996;PAGES y VIDAL ROMANI, 1997 a y b,YEPES, 1998; SANZ DE GALDEANOet alii, 1998) y queda como un modelosobrepasado el catastrofista de los grandesy súbitos hundimientos o levantamientos.

Parece que la clave de la morfologíaactual en la Península Ibérica radica en suindividualización del megacontinentePangea, proceso iniciado aproximadamen-te hace 200 millones de años y que auncontinúa evolucionando.

En éste trabajo se describen los efectosde la individualización cenozoica de laPlaca Ibérica en la provincia de Orense(Galicia), una zona situada en el límite dedos dominios de evolución geodinámicacontrapuesta durante el Cenozoico: elatlántico, distensivo y el cantábrico com-presivo.

En el noroeste de la Península Ibéricalos efectos de esta separación, aunque con-trarios, se van a manifestar dando lugar almismo efecto geomorfológico: el rejuvene-cimiento de la red. En el oeste la reactiva-ción fluvial es producida por un descensoen el nivel de base causado por el estira-miento de la litosfera y su contracción porenfriamiento a medida que se separa de lazona de rift centroatlántica. En el norte,por el contrario se deberán al encajamien-to, por erosión remontante, de la nueva redfluvial cantábrica, que intenta penetrarcon grandes dificultades hacia el interiorde la Placa Ibérica desde la nueva línea decosta neógena, a medida que el bordenorte se levanta por recuperación isostáti-ca, luego de la colisión paleógena.Algunos autores han señalado este tipo deefecto tanto para la cornisa cantábrica en


general (MARQUINEZ, 1992); comopara la zona de As Pontes en particular,(FERRUS PINYOL, 1998). El resultadode la incisión es el escalonamiento a lolargo del tiempo y en la vertical de losniveles fluviales, como aparece ya inventa-riado en los trabajos de numerosos autores(LAUTENSACH, 1945; TEIXEIRA,1952; VIDAL BOIX, 1941, 1943, 1958,1960; BUTZER, 1967; HERNANDEZPACHECO, 1949; VIDAL ROMANI,1977; ESCUER Y VIDAL ROMANI,1987; PEREZ ALBERTI, 1990; PAGES,1996; CANTANO, 1996; PAGES, 1996;YEPES, 1998). Este proceso de incisióncontribuye también a la exposición ensuperficie de relieves grabados o de corro-sión quimica (etche forms) en cuya génesishan jugado un importante papel las dife-rencias estructurales y litológicas propiasdel substrato hercínico gallego. Si bien laevacuación de las alteritas afecta inicial-mente solo al borde costero, cuando pene-tra en el interior de Galicia se desarrollarápreferentemente a lo largo de los cursosprincipales: Miño, Sil, etc., preservándoseen los interfluvios de los cursos principalesgrandes retazos de los aplanamientos pre-vios o coetáneos a la incisión. Al final,todo este proceso resultará en una morfo-logía de rias al oeste flanqueada porimportantes relieves residuales (Pindo,Barbanza, etc) y en el desarrollo de la líneade acantilados en la costa norte, esporádi-camente rotos por valles estrechos y fuer-temente encajados, que difícilmente pue-den atravesar la divisoria cantábrica haciael sur. Este trabajo complementa los yarealizados hasta el momento en la regiónnoroeste del Macizo Hespérico Peninsular,(HERNANDEZ-PACHECO, 1949,

BIROT y SOLE, 1954; NONN,1966;VILLASANTE y PEDRAZA, 1984;VERGNOLLE, 1990; PAGES, 1996;FERRUS PINYOL, 1998) y los otros másal sur (GOMEZ AMELIA, 1982; CAN-TANO, 1996).

1.2. EElleemmeennttooss mmoorrffoollóóggiiccooss ddeelláárreeaa eessttuuddiiaaddaa

Dada la carencia de criterios de data-ción se ha establecido una cronología rela-tiva con la secuencia de generación de loselementos morfológicos reconocidos en elárea de trabajo. Las formas generalizadasen toda el área de trabajo son los aplana-mientos o sus restos, los encajamientos oincisiones y los relieves residuales conve-xos o cóncavos. Para definir la antiguedadrelativa de cada elemento morfológico, sehan utilizado exclusivamente criterioscomo altura y estado de degradación.

1 2.1. Los elementos morfológicos sumergidos

Normalmente no han sido considera-dos al hallarse ahora por debajo del niveldel mar, pero tienen una gran importanciaa la hora de definir el relieve. SegúnVIDAL ROMANI (1996) los principaleselementos de la costa atlántica son: la pla-taforma continental; los horst (Bancos deGalicia, Vigo y Porto), la fosa marginal(Depresión de Valle Inclán) y las rías bajas(Muros, Arousa, Pontevedra y Vigo),medias (Camariñas, Corme y Laxe, ACoruña, Betanzos, Ferrol) y altas (Cedeira,Ortigueira, Barquero); y en la costa cantá-brica: la plataforma continental, la trin-chera oceánica del Golfo de Vizcaya y el


frente de subducción con su prisma deacreción, (Figura 1).

1.2.2. Los elementos morfológicos emergidos

Entre los que actualmente se sitúan porencima del nivel del mar, aunque en el

pasado estuvieran en algún momento bajoel agua, distinguimos (Figura 2): los resi-duales montañosos, las depresiones dealteración, las fosas tectónicas y las super-ficies de alteración. Estas últimas se anali-zarán en un apartado específico.

FFiigg.. 22.. EElleemmeennttooss ggeeoommoorrffoollóóggiiccooss ddeell NNWW ddee llaa PPeenníínnssuullaa IIbbéérriiccaa ((áárreeaa eemmeerrggiiddaa)).. EEllaabboorraaddoo aa ppaarrttiirr ddeellaa FFiigguurraa 1122 ddee MMAARRTTÍÍNN--SSEERRRRAANNOO ((11999944aa)).. BBLLOOQQUUEESS MMOONNTTAAÑÑOOSSOOSS:: 11 CCoorrddiilllleerraaCCaannttáábbrriiccaa ((11aa AAnnccaarreess,, 11bb OO CCoouurreell));; 22 MMoonntteess GGaallaaiiccoo--LLeeoonneesseess;; 33 MMaacciizzoo GGaallaaiiccoo--DDuurriieennssee ((33aaCCoovvaa ddaa SSeerrppee;; 33bb FFaarroo;; 33cc TTeesstteeiirroo;; 33dd SSuuiiddoo;; 33ee PPeenneeddaa--XXeerrééss;; 33ff MMaarraaoo));; 44 SSªª ddee QQuueeiixxaa--SSaannMMaammeeddee;; 55 BBllooqquueess lliittoorraalleess ((55aa XXiissttrraall;; 55bb ddaa CCaarrbbaa;; 55cc BBaarrbbaannzzaa;; 55dd GGaalliiññeeiirroo;; 55ee RRaassaa ccaannttáá--bbrriiccaa)).. FFAALLLLAASS:: 66 CCaabbaallggaammiieennttoo BBaassaall PPiirreennaaiiccoo ((66aa ccaabbaallggaammiieennttoo ssss;; 66bb ffaallllaass ddiirreecccciioonnaalleess;; 66ccFFoossaass ddeell rrííoo SSiill));; 77 CCoorrrreeddoorreess ddee ffrraaccttuurraacciióónn ddiirreecccciioonnaall NNWW--SSEE ((77aa VVeennttaanniieellllaa;; 77bb AAss PPoonntteess;;77cc MMeeiirraammaa;; 77dd MMaacceeddaa)).. FFOOSSAASS:: 88 DDeepprreessiióónn mmeerriiddiiaannaa CCaarrbbaalllloo--TTuuyy;; 99 CCuubbeettaass LLuucceennsseess ((99aaTTeerrrraa CChháá;; 99bb SSáárrrriiaa;; 99cc MMoonnffoorrttee ddee LLeemmooss));; 1100 FFoossaass OOuurreennssaannaass ((1100aa MMaacceeddaa;; 1100bb XXiinnzzoo ddaaLLiimmiiaa;; 1100cc VVeerríínn));; 1111 RRííaass BBaaiixxaass.. SSUUPPEERRFFIICCIIEESS DDEE EERROOSSIIOONN:: 1122 SSuuppeerrffiicciiee FFuunnddaammeennttaall..


1.2.2.a. Los residuales montañosos

Las sierras gallegas se pueden asimilara grandes morfologías residuales con unnivel de cumbres bien desarrollado, quecorresponde a restos de superficies o apla-namientos previos. Las principales son: laCordillera Cantábrica, los MontesGalaico-Leoneses, el Macizo Galaico-Duriense, el Macizo Central Ourensano(sierra de Queixa-San Mamede), el BloqueLitoral Atlántico y el Bloque LitoralCantábrico.

El dominio gallego de la CordilleraCantábrica se encuentra al este de Lugocomprende las sierras de Ancares y OCourel. La linea de cumbres de este bloquese alarga de este a oeste, pero al acercarse aGalicia describe una inflexión y se orientaen dirección noreste-suroeste (Figura 1).

Los montes Galaico-Leoneses definenel límite sureste de Galicia; y engloban losmontes de León y las sierras de la Cabrera,Segundeira, Eixe, Calva y O Canizo.

El Macizo Central Ourensano tambiénconocido como sierra de Queixa-SanMamede, ocupa el centro de Ourense. Sepueden considerar estribaciones delMacizo las sierras de O Burgo y A Moa, alnoroeste; y los montes do Invernadoiro ysierra do Fial das Corzas, al sureste. Enconjunto el Macizo Central Ourensanopresenta unos límites definidos por elnorte (el encajamiento del río Sil) y por eloeste (el escarpe de la Falla de Maceda).

El macizo Galaico-Duriense agrupa, denorte a sur, las sierras da Loba, Cova daSerpe, Faro, Testeiro, Suido, Faro deAvión, Xerés-Laboreiro y Marão; estemacizo se alarga en dirección norte-sur,

dividiendo Galicia en dos sectores; de loscuales el septentrional (Sierra de Faro Covada Serpe y Loba), constituye un relieveresidual de un aplanamiento anterior a laSuperficie Fundamental de Galicia deBIROT Y SOLE (1954).

El Bloque Litoral Atlántico defineunos relieves orientados norte-sur (sierrasde A Ruña-Pindo, Barbanza, Castrove,Morrazo, Galiñeiro y Argallo), que se esca-lonan hacia la costa y están dislocados porlas Rías Baixas. Por su parte el BloqueLitoral Cantábrico define unos relievesorientados oeste-este (sierras da Capelada,Xistral, da Carba, Lourenzá y Buio-Cabaleiros).

1.2.2.b. Las depresiones de alteración yfosas tectónicas

Distinguimos seis tipos: La DepresiónMeridiana (CARLE, 1949; NONN,1966), las Cubetas Lucenses o AccidenteMeridiano (CARLE, 1949; VERGNO-LLE, 1990), las Fosas Ourensanas, losCorredores de fallas direccionales del noro-este de Galicia (SANTANACH, 1994), lasRías Baixas y las fosas del río Sil.

La Depresión Meridiana se reconoceal oeste de Galicia (entre Carballo yTui); y se define como una zona baja,alargada norte-sur con casi 200 km dedesarrollo. Este accidente no llega aafectar a los ríos principales (Tambre,Ulla, Umia, Lérez, Verdugo y Miño),que la cortan transversalmente. Ha sidointerpretada sucesivamente como unafosa tectónica, (CARLE, 1949), un riftvalley (PANNEKOEK, 1966) y en laactualidad (PAGES y VIDAL ROMA-NI, 1997 a y b), como una forma de


corrosión química o grabada, vaciada dealteritas por erosión fluvial.

Las llamadas Cubetas Lucenses(CARLE, 1949; VERGNOLLE, 1990) sealinean en dirección norte-sur en torno alcontacto entre la Zona Astur OccidentalLeonesa y la Zona Centro Ibérica; si bienen algunos casos se trata de manchas deterciario de poca potencia sin relación consistemas de fractura, en otros casos parecenasociarse a fracturas NNE-SSW a NE-SW.En algunos casos, (Sarria y Monforte), hansido definidas como disimétricas: el bordeeste con un escarpe suave formado porrocas metamórficas y fosilizado por elrelleno, el borde oeste formado granitoscon escarpes definidos por falla inversa(SANTANACH, 1994). En cualquier casono existe aun un estudio pormenorizadode ellas.

Las Fosas Ourensanas (Maceda, Xinzoy Verín) se han considerado como limita-das por un conjunto de horst basculados alsur y sureste, (MARTIN-SERRANO,1994a) y en el caso de Maceda, se ha lle-gado a interpretar como un semigrabencon relleno detrítico y facies distinta a lasCubetas Lucenses (ARAUJO et al, 1988;PEREZ ALBERTI, 1990).

Los llamados Corredores de fallasdireccionales del noroeste de Galicia(SANTANACH, 1994) se alinean en dossurcos orientados de WNW-ESE a NW-SE. La fractura septentrional se asocia a lasfosas de As Pontes y, según NONN(1966), parece desnivelar el Bloque LitoralCantábrico de la Superficie Fundamentalde Galicia. Al corredor meridional corres-ponden las fosas de Meirama, Laracha,Xanceda, Boimorto, etc.

Las fosas del rio Sil (El Bierzo, O Barco,

A Rúa y Quiroga) se desarrollan en untramo muy encajado, orientado ENE-WSW (Figura 1). Recientemente se hanrelacionado con importantes fracturas: losCorredores del Sil (hercínico) (VERGNO-LLE, 1990) y el Cabalgamiento BasalPirenaico (alpino) (SANTANACH, 1994).Las Rías Baixas (Muros-Noia, Arousa,Pontevedra y Vigo) se han excavado cortan-do transversalmente a la DepresiónMeridiana.

2. LLAASS SSUUPPEERRFFIICCIIEESS DDEE AAPPLLAANNAA--MMIIEENNTTOO

Se han llegado a distinguir hasta ochoniveles de aplanamiento (ver Figura 3 yTabla 1). Entre las superficies, a veces latransición es gradual y uniforme, lo quedificulta definirlas por un límite neto. Laaltura que señala la superficie es la media.La altura máxima señala los relieves resi-duales de la superficie previa y la alturamínima, las superficies degradadas adosa-das a la principal. La extensión de cadaaplanamiento se calculó en km2 y en el por-centaje absoluto.

2.1. EEll aappllaannaammiieennttoo ddee SSeerrrraa ddeeQQuueeiixxaa ((RR11660000))

Las alturas culminantes de este aplana-miento (Cabeza de Manzaneda, 1781 m;los Majadales, 1750 m), se interpretancomo formas o relieves residuales de unasuperficie más antigua. En general se con-serva bien en los extremos septentrionalesde la Serra de Queixa-San Mamede(Cabeza de Manzaneda, 1781 m), mientrasque en el borde meridional se encuentra


FFiigg.. 33.. LLooccaalliizzaacciióónn ddee llaa rreeggiióónn eessttuuddiiaaddaaeenn ddeettaallllee.. SSee iinnddiiccaann eessqquueemmááttiiccaa--mmeennttee llooss rreeppllaannooss iiddeennttiiffiiccaaddooss..LLeeyyeennddaa:: 11 RR440000 ((330000--550000 mm)).. 22RR550000 ((550000--660000 mm)).. 33 RR660000 ((660000--770000mm)).. 44 RR880000 ((770000--990000 mm)).. 55 RR11000000

((770000--11000000 mm)).. 66 RR11220000 ((11110000--11330000mm)).. 77 RR11440000 ((11330000--11550000 mm)).. 88 RR11660000

((11440000--11770000 mm)).. 99 CCrreessttaass ddeeddeeggrraaddaacciióónn fflluuvviiaall.. RReelliieevveesseessttrruuccttuurraalleess.. 1100 DDeeppóóssiittooss tteerrcciiaa--rriioo--ccuuaatteerrnnaarriiooss.. 1111 CCuurrssoo fflluuvviiaall..1122 PPoobbllaacciióónn:: BB BBrraaggaa,, MMLLMMoonnffoorrttee ddee LLeemmooss,, OOuu OOuurreennssee,,PP PPoonnffeerrrraaddaa,, SSCC SSaannttiiaaggoo ddeeCCoommppoosstteellaa,, XXLL XXiinnzzoo ddaa LLiimmiiaa..


muy degradado, alcanzando la cota míni-ma en los Altos de Ganzedo (1330 m). Laerosión en cabecera del rio Navea ha des-mantelado la superficie inicial hasta redu-cirla al contorno inicial de la misma (mor-fología de superficie huecas).

Este curso fluvial aprovecha una ali-neación estructural NE-SW para definir,de forma neta, el borde occidental de laSerra de Queixa. Al oeste del Návea, losAltos de San Mamede (1618 m) yAcebral (1600 m) constituyen dos reta-zos de la misma superficie; ambos seencuentran en una zona muy afectadapor la intensa erosión que realiza el rioNavea. El borde meridional de Cabezade Manzaneda está definido por unescarpe neto (alineado en dirección NW-SE), al N del cual sólo se identificanalgunos restos muy degradados delR1600. Hacia el SE el replano se prolon-ga ligeramente degradado en los Montesdo Invernadoiro (1550 m), o en relieves

residuales situados sobre el Replano deChaguazoso (Brotiais, 1532 m). En resu-men, el contorno del aplanamiento estádelimitado por dos sistemas de fracturas:uno de dirección NE-SW y otro subordi-nado al anterior de dirección NW-SE.

2.2. EEll aappllaannaammiieennttoo ddee CChhaagguuaa--zzoossoo((RR11440000))

En la Serra de Queixa se identifica enlos Llanos de Chaguazoso, Portela dasMerendas (1400 m), Serra do Fial dasCorzas (1400-1200 m) y Altos doGancedo (1300 m). En la Serra de SanMamede las extensiones del replano sonmás pequeñas y menos numerosas: AsDonas (1279 m), Lombo dos Gavianes(1360 m) y O Marco (1400 m). Hacia eleste se correlaciona con los Llanos deLamalonga (1445 m) y la Serra do Canizo(1469 m), en la vertiente occidental de laSerra do Eixe; y hacia el sur con la superfi-

TTAABBLLAA 11.. RReellaacciióónn ddee aappllaannaammiieennttooss iiddeennttiiffiiccaaddooss eenn llaa zzoonnaa eessttuuddiiaaddaa;; rraannggoo ddee aallttuurraass eenn eell qquuee ssee ddeessaarrrroollllaann yy eexxtteennssiióónn qquuee ooccuuppaann.. TTaammbbiiéénn ssee iinncclluuyyeennllaa eexxtteennssiióónn ccaallccuullaaddaa ppaarraa llaass ffoossaass yy llaass vveerrttiieenntteess aa mmooddoo iinnddiiccaattiivvoo.

———————————————————————————————————Localidad Referencia Altura Extensión %———————————————————————————————————Serra de Queixa R1600 1700-1300 18.8 2.38Chaguazoso R1400 1500-1300 15.5 1.96Serra do Burgo R1200 1300-1100 13.8 1.75Castro Caldelas R1000 1000- 700 86.6 10.9Baldriz R800 900- 700 33.3 4.2Xinzo de Limia R600 700- 600 196.1 24.7Chantada R500 600- 500 41.6 5.2Sabadelle R400 500- 300 23.3 2.9Fosas - - 94.4 11.3Vertientes y valles - - 269.6 34———————————————————————————————————TOTAL - - 793 100———————————————————————————————————


cie de cumbres de la Serra de Gerez-Xurés(1556 m). En los valles de los ríos Navea yCamba se han preservado extensos retazosde superficies-terraza correspondientes aeste aplanamiento que señalan la existen-cia de una red fluvial muy antigua, conuna geometría radial centrífuga desde elR1600. Los restos de alteritas indican queeste replano tiene un origen etche (corro-sión química o grabada) y por su grado dedesmantelamiento se puede considerar unasuperficie hueca.

2.3. EEll aappllaannaammiieennttoo ddee llaa ssiieerrrraa ddoo BBuurrggoo ((RR11220000))

La única representación de este nivel enla zona estudiada es el replano de la Serrado Burgo. Se trata de una cuerda secunda-ria de la sierra de San Mamede alargada endirección NE-SW. Sus límites vienen defi-nidos en el borde occidental por un escar-pe morfoestructural de dirección NE-SW.El límite oriental viene definido por elencajamiento del rio Navea. Este aplana-miento podría correlacionarse con lassuperficies de las sierras de Pisco, Pena yLarouco que constituyen residuales estre-chos, alargados en dirección NE-SW.

2.4. EEll aappllaannaammiieennttoo ddee CCaassttrrooCCaallddeellaass ((RR11000000))

Tiene una buena representación en elárea estudiada. Se encuentra adosado a lassierras do Courel, Queixa y San Mamede.

En el sector Queixa-San Mamede, pue-den reconocerse sobre este aplanamientorestos de antiguas terrazas correspondien-tes a una red de drenaje de dirección SW-NE parcialmente capturada por el rio Sil.

El origen de este aplanamiento es fluvial,aunque se halla muy degradado por inci-sión de la red (BARRERA MORATE etal, 1989; VERGNOLLE, 1990). Sobre élse conservan aún residuales de una super-ficie más antigua representada por MonteMeda (1321 m), Monte Cerengo (1235m), Monte Legua (1311 m), CabezaGrande (1249 m). Sus bordes correspon-den a distintas morfologías que lo delimi-tan: al oeste el escarpe estructural relacio-nado con la falla de Maceda (NNW-SSE);al norte el escarpe topográfico ligado alencajamiento del rio Sil (WNW-ESE); y alsur la sierra da Pena Redonda, (NW-SE).En el borde occidental de la sierra de SanMamede existe un retazo del R1000 degra-dado por la incisión fluvial. Este retazodegradado, señala una prolongación meri-dional al escarpe de la falla de Maceda. Enla margen derecha del rio Návea, en la ver-tiente norte de Cabeza de Manzaneda, losLlanos de Puebla de Trives constituyenotro retazo algo más degradado, del R1000.

Entre las sierras de Queixa y Eixe-Secundeira, se distingue un tercer retazo deesta superficie en el aplanamiento de AGudiña-Viana do Bolo, bastante degradadohacia el norte y que señalaría un nivel debase antiguo, correspondiente al trazado deun paleo-Camba y un paleo-Bibei. En con-junto, el aspecto que muestra este retazo esel de un corredor; entre A Rúa y A Gudiña.El mismo nivel se sigue en las sierras deEntirnos, Texeiras y Llanos de Carracedo daSerra. Por último, en la sierra de O Courel elreplano R1000 se equipara al nivel general decumbres: sierras de Peña Redonda y Trapa,Llanos de Maceiras (Quiroga). Este nivelmarcaría con un escarpe estructural, orienta-


do en dirección NW-SE, el extremo orientalde la fosa de Monforte de Lemos.

A escala regional el R1000 se podríacorrelacionarse, por su altitud, con lasSerras de Ouribio en Sarria, Faro (1187 m)en Chantada y Faro de Avión (1155 m) enA Caniza.

2.5. EEll aappllaannaammiieennttoo ddee BBaallddrriizz((RR880000))

Representado en Esgos por los altos daVirxe do Monte y en Xinzo da Limia por losbordes de la fosa (excepto el septentrional,equiparable al R600) y por la Serra daMedorra, que se alarga en dirección NE-SW compartimentando la fosa en dos.Hacia el sur del área estudiada se reconocenretazos del R800 entre Baltar y Cualedro y enlos extensos interfluvios de los sectoresChaves-Bragança y Alcañices (Zamora)(MARTIN-SERRANO, 1988). Otros reta-zos del R800 son las cuerdas degradadas dePenelo (849 m), en Quiroga y Serra de PenaRedonda (Monforte). Las terrazas erosivasde los ríos Sil (Parada do Sil y A Teixeira),Lor, Támega, Riveiriña y Parada incluyén-dose también aquí las rampas tipo glacis-terraza que hay en las vertientes del rio Sil,al este de Castro Caldelas. Los límites delR800 coinciden con lineas estructurales,como ocurría en el R1000. El R800 es epigénicoa la erosión fluvial; y conserva varios resi-duales: Monte Meda (1094 m), MonteTalariño (984 m), Monte Penamá (927 m).

2.6. EEll aappllaannaammiieennttoo ddee XXiinnzzoo ddaaLLiimmiiaa ((RR660000))

Constituye una superficie contínua enambas márgenes del rio Miño, entre

Rábade (Lugo) y Ribadavia (Ourense) defi-niendo por tanto un nivel de arrasamientode alcance regional. Posiblemente estasuperficie sea previa al inicio de la sedi-mentación en la cuenca de Xinzo que, comoveremos más adelante, es la más antigua delas cuencas sedimentarias incluidas en esteestudio (Chaves-Verín, Lañóa, Maceda,Monforte de Lemos, Quiroga y Xinzo daLimia). En áreas más septentrionales seidentifican retazos de esta superficie en lacuenca de Rábade y en la Dorsal Galaica:Serra da Loba y Cordal de Montouto.

En el tramo Rábade-Portomarín, el R600se sigue desde las estribaciones orientales dela Dorsal Galaica hasta las sierras delMirador y Punazo, al este. En total formauna franja de 40 km paralela al curso del rioMiño. Entre Portomarín y Os Peares, la fosade Monforte define el límite E del replano,disminuyendo su amplitud a 20 km. En elborde meridional de la fosa de Monforte seindividualizan dos retazos más del R600, sobrelos que se conservan los residuales de lasserras do Marroxo-Monte Vidual (680 m,816 m) y la sierra de Auga Levada (887 m)aguas abajo de Os Peares. En la margenoeste solo se identifican algunos retazos en lacabecera del rio Avia y en A Caniza; mien-tras que al E de la alineación Taboadela-Esgos, el R600 llega hasta la falla de Maceda.Otros retazos se conservan en torno a losrelieves residuales en áreas graníticas quepodrían ser restos de la superficie finimeso-zoica de MARTIN SERRANO (1991), enMonte Pozu (764 m), en A Peroxa; MonteCabalo (732 m), en Luintra; Monte Boa(692 m), en Taboadela; y Alto do Portelo(834 m) en Xunqueira de Ambia.

El R600 se observa al NW de la fosa deXinzo donde se debe a la degradación por


erosión fluvial como lo confirman los res-tos de superficies-terraza del rio Arnoia,entre Allariz y Xunqueira de Ambía.

La distribución del R600 parece limitadapor fracturas y fallas en algunos casos.Como en el extremo oriental, dondelimita con los Llanos de Castro Caldelas(R1000) y la Serra de San Mamede (R1600)según el escarpe NNW-SSE de la falla deMaceda.

22..77.. EEll aappllaannaammiieennttoo ddee CChhaannttaaddaa ((RR550000))

Asociado a la R600, (se incluye como elmismo aplanamiento en los cuadros sinóp-ticos) y al encajamiento de los principalescursos fluviales sus terrazas erosivas másimportantes se relacionan con los ríos:Miño (monte Guimil, 561 m), Cabe(Lornís, 500 m), Lor (en la confluencia conel rio Sil, 539 m), Arnoia (Xunqueira deAmbia, 520 m, Allariz, 500 m), Támega(Laza, 540 m) y Sil (A Teixeira, 540 m),(en este caso aún se conservan restos deldepósito).

El hecho de que estos cursos no inter-fieran con la formación y desarrollo de lasfosas de Maceda, Monforte y Xinzo permi-te atribuir al R500 (MARTIN SERRANO,1989, 1993, 1994) una edad posterior(premiocena), a las fosas que se desarrollansobre ella. El R500 alcanza su mejor desarro-llo en:1) Chantada, 2) alrededores de lafosa de Monforte (Puebla de Brollón ySober al sur; Ferreira de Pantón al oeste), y3) en la fosa de Maceda (con una alturamedia de 550 m). Sus límites suelen estardefinidos por la tectónica. En Chantada elborde meridional del R500 viene definido

por un escarpe NE-SW, a favor del cual seencaja el rio Asma. En el borde septentrio-nal, cerca de Portomarín, viene señaladopor el escarpe de los Montes San Cristobal(826 m) y Rego (756 m) de direcciónENE-WSW.

Las diferencias de cotas que existenentre los replanos R500 y R600 siempre infe-riores a 100 m, hicieron que otros autoresdividieran la Superficie Fundamental, endos pediplanos (BIROT y SOLE, 1954;MARTIN-SERRANO, 1989, 1993).

22.. 88..EEll aappllaannaammiieennttoo ddee SSaabbaa--ddeellllee ((RR440000))

Se sitúa en las inmediaciones de laciudad de Ourense y en Bóveda.Algunas terrazas erosivas de los ríosMiño, Sil y Támega podrían asociarse aeste nivel: 1) en el valle del Miño entrela confluencia del rio Búbal (Os Peares),en la confluencia del R. Barra (Barra doMiño). 2) en el valle del Sil, en la con-fluencia del rio Bibei (Monte Furado) enQuiroga y en la confluencia del Edo(Arroyo Teixeira). Y 3) en el R. Támega,asociado al fondo del Valle de Laza,entre 510-400 m.s.n.m.

En el entorno de Ourense ciudad (lími-tes de las cuencas de Barra, Loña y Barbaña)la superficie R400 corresponde a una superfi-cie etche (superficie de corrosión química ograbada) muy degradada con abundantesresiduales de tipo inselberg: colina cónica,castle-kopje y tor; berrocales; y alveolos dealteración (San Ciprián das Viñas yFaramontaos-Lañoa). Tan sólo en los bordessuperiores de esta superficie degradada seconservan las cotas originales (A Peroxa,


Paderne, Llanos de Sabadelle y MonteAlegre). Todas estas observaciones apuntanun origen para la R400 por corrosión química(etched), con posterior desmantelamientoparcial por erosión fluvial. La otra parte dela R400 corresponde a la zona de Bóveda, enla subcuenca septentrional de la Fosa deMonforte. La diferencia de alturas que exis-te entre ésta y la subcuenca adyacente deMonforte se ha interpretado como debida ala compartimentación y juego de bloquesde la cuenca (DE GROOT, 1974). Las doszonas señaladas, Monforte (350 m) yBóveda (400 m), actuarían como cubetas; elresto de la cuenca de Monforte se identificacomo un retazo de la R600 degradada (Serrade Moncai, replano de Ferreira de Pantón).Los relieves residuales que emergen de laserie terciaria se han denominado (YEPES,1998), relieves pseudo apalachianos segúnel criterio de MARTIN SERRANO,(1988).

Por debajo de la R400 solo se identificanniveles de terraza erosiva y la fosa deQuiroga (280 m).

3. LLAA RREEDD FFLLUUVVIIAALL

En el sureste de Galicia se diferenciantres grandes cuencas fluviales como son lasdel Miño-Sil, Limia y Duero, esta últimarepresentada en la zona de trabajo por el rioTámega. Dada la ausencia generalizada deelementos susceptibles de datación absolu-ta o relativa, hemos utilizado el criterio dela incisión de la red en el substrato y lasucesión de terrazas consiguiente para afi-nar la historia geomorfológica. Para ello seha tenido en cuenta el número de niveles deterraza diferenciables a lo largo de cada

curso, que llega a ser especialmente impor-tante cuando predomina el encajamiento enla vertical sobre otros procesos erosivos.Estos casos parecen corresponderse con eta-pas de levantamiento; por el contrario, lasetapas de divagación lateral son las quedesarrollarían niveles de aplanamiento osuperficies erosivas, como por ejemplo losLlanos de Castro Caldelas.

Varios autores han estudiado estos cur-sos. En el río Miño destacan los trabajosde: LAUTENSACH, (1945), TEIXEIRA(1952), NONN (1966), PEREZ ALBER-TI (1978), ARAUJO et alii, (1982 y1990), SOARES DE CARVALHO (1981)y PEREIRA (1991); en el río Bibei el deHERNANDEZ-PACHECO (1949); en elrío Cabe el de DE GROOT (1974) y en elrío Sil los de HERNANDEZ-PACHECO(1949), VIDAL BOX (1941) y HERAIL(1984). Todos estos rios han circuladoaproximadamente, por su recorrido actualdurante millones de años, cambiando úni-camente su grado de encajamiento en elsustrato.

3.1. EEll rriioo SSiill ((ccuueennccaa mmeeddiiaa))

El rio Sil nace en la vertiente Sur de laCordillera Cantábrica. Lo analizaremosúnicamente en la parte de su trazadocorrespondiente al área del trabajo. En lacomarca de Valdeorras el recorrido del ríoSil se ha relacionado con la evolución de latectónica alpina (VERGNOLLE, 1990;SANTANACH, 1994). Alli sucede que elrio atraviesa transversalmente el ramalmás occidental de la Cordillera Cantábrica(sierra de O Courel); definiendo un encaja-miento que ha dejado restos de diferentes


aplanamientos (R1600, R1400 y R1200) (Figura 4)y depresiones con importantes registrossedimentarios (fosas de O Barco, A Rúa yQuiroga; aluviales de Montefurado, Llanosde Larouco y valle de Rubiá). Se han dife-renciado tres sectores: O Barco, Quiroga yOs Peares. El Sector O Barco, entreCarucedo y la confluencia del rio Navea

(Montefurado); el Sector Quiroga, entreMontefurado y la confluencia del rio Lor; yel Sector de Os Peares, entre el rio Lor y laconfluencia al Miño en Os Peares.

En la Tabla 2 se recoge la altura relati-va de las diferentes terrazas; y en la Tabla3 las correlaciones entre las superficies ylas terrazas identificadas dentro del encaja-miento del Sil.

3.1.1. El Sector O Barco

El Sector O Barco se definió entreCarucedo y la confluencia del Navea, enMontefurado. De los tres sectores es el máslargo (50 km) y en él se han interpretadomás niveles de terraza y los más potentes.También es el que más aplanamientosintercala en la secuencia de terrazas (R400,R500, R600, R800) (Figura 5).

En el tramo oriental (Carucedo-Puentede Domingo Flórez) el río Sil se encajalinealmente en el R800 con moderada sinuo-sidad. En el tramo central del río Sil(Puente de Domingo Flórez-Seadur dePetín) atraviesa dos fosas sedimentarias (OBarco y A Rúa) y una zona con extensosrecubrimientos superficiales (Valle deRubiá). El último tramo diferenciado seencaja dejando los niveles T2, T3 y T4.

Los depósitos superficiales más altosse encuentran en Larouco (540 m), en laterraza T8 (+240/260 m); también, exis-ten depósitos recubriendo un aplana-miento R600 en un valle colateral (RíoRubiá). De los tres sectores diferencia-dos, éste es el que presenta una mayordispersión altitudinal de sus terrazaserosivas; éstas cubren la franja que va de

FFiigg.. 44.. EEssqquueemmaa ggeeoommoorrffoollóóggiiccoo ddeell rrííoo SSiill ((ttrraammooCCaarruucceeddoo--OOss PPeeaarreess)).. LLeeyyeennddaa:: 11 eennccaajjaa--mmiieennttoo fflluuvviiaall ((bboorrddee ssuuppeerriioorr yy vveerrttiieennttee))22 ssuuppeerrffiicciiee ddee eerroossiióónn 33 rreelliieevvee rreessiidduuaall,,rreell.. rreessiidduuaall ssttrruuccttuurraall 44 eessccaarrppee mmoorrffooeess--ttrruuccttuurraall 55 rrííoo,, eemmbbaallssee 66 tteerrrraazzaa eerroossiivvaa,,tteerrrraazzaa ccoonn ddeeppóóssiittoo 77 ppaalleeooccaauuccee 88 nniivveellddee tteerrrraazzaa 99 PPoobbllaacciióónn BB OO BBaarrccoo CCCCaarruucceeddoo CCcc CCaassttrroo CCaallddeellaass PP PPaarraaddaa ddooSSiill PPdd PPuueennttee ddee DDoommiinnggoo FFllóórreezz PPttPPuueebbllaa ddee TTrriivveess QQ QQuuiirrooggaa RR AA RRúúaa..


los 280 a los 1000 m de altura (Figura 5y Tabla 2).

Sin embargo en el tramo oriental(Carucedo-Puente de Domingo Flórez) seobservan cuatro zonas sin terrazas entre los

niveles: T3 a T6, T6 a T8, T8 a T12 y T17 a T19.Excepto el último, todos se encuentran pordebajo del R800.

Así, R400 se corresponde con T5; R500 conT7; R600 con T8, al E de O Barco y con T10,

TTAABBLLAA 22.. CCoottaa rreellaattiivvaa ddee tteerrrraazzaass eerroossiivvaass eenn ccaaddaa uunnoo ddee llooss sseecc--ttoorreess eessttuuddiiaaddooss ddeell rriioo SSiill ((ttrraammoo CCaarruucceeddoo--OOss PPeeaarreess))..

————————————————————————————OS PEARES QUIROGA O BARCO————————————————————————————T13 700m. - -

- - T20 640/6660 m.T12 600/620 m. T13 620 m. T19 600/620 m.

- - T18 580 m.T11 540/560 m. - -

- - T12 520/540 m.- T12 500 m. T16 500 m.- T11 480 m. T15 480 m.

T10 440/460 m. T10 460 m. T14 440/460 m.T9 410/420 m. T9 400/420 m. T13 420 m.T8 380/400 m. - T12 380/400 m.

- T8 360/380 m. -T7 340 m. - T11 340/360 m.

- T7 320 m. T19 300/320 m.T6 280/300 m. T6 280 m. T9 280 m.T5 240 m. T5 240/260 m. T8 240/260 m.T4 180/220 m. T4 200/210 m. T7 200/220 m.T3 160m. T3 160/180 m. T6 160/180 m.T2 120/140 m. T2 140m. T5 140 m.

- - T4 100/120 m.- T1 80/100 m. T3 80 m.

T1 40/60 m. - T2 40/60 m.- - T1 20 m.

T0 - T0 o-10 m.————————————————————————————

TTAABBLLAA 33.. CCoorrrreellaacciióónn eennttrree aappllaannaammiieennttooss yy nniivveelleess ddee tteerrrraazzaa eenn ccaaddaa sseeccttoorr eessttuu--ddiiaaddoo.. LLeeyyeennddaa:: RRii aappllaannaammiieennttoo;; TTii tteerrrraazzaa..

———————————————————————————————————Os Peares Quiroga O Barco

———————————————————————————————————Ri Ti Ri Ti Ri Ti

1000 - 1000 - 1000 20800 12,11 800 10,12 800 16,14600/500 10,87 - 8,7 600/500 10,87

- - - - 400 5,4———————————————————————————————————


al W de A Rúa; y R800 con T13. por último,a la altura del R1000 solo se encontró unreplano cerca de A Rúa; el nivel de terrazamás próximo (T20) señala una altura ligera-mente inferior. (ver Tabla 3)

3.1.2. El Sector Quiroga

Es el más corto (22 km) de los tres dife-renciados en este estudio. Va desde la con-fluencia del río Navea hasta la del río Lor.Se distinguen tres tramos (Figura 4): ElTramo oriental (río Navea-Bendilló), elTramo de fosa ss (Bendilló-San Clodio),con una orientación ESE-WSW y elTramo occidental (San Clodio-río Lor).

Por lo que respecta a las terrazas, seobservó mayor número que en el Sector OsPeares, habiéndose interpretado trece

niveles diferentes (Figura 5 y Tabla 2). Eneste sector las terrazas se encuentran entre300 y 820 m. Las correspondencias entreterrazas y aplanamientos indican que lassuperficies R800 y R600, son replanos interte-rrazas; ya que existen terrazas por encima(T13), o lateralmente en los sectores adya-centes; como el R600, que se correlacionacon los niveles de terraza T8 y T7.

3.1.3. El Sector Os Peares

El Sector Os Peares se ha definido entrela confluencia del río Lor y la desemboca-dura del Sil en el Miño (Figura 4). Su lon-gitud es de 40 km y el número de nivelesconservado es de 13 (Figura 5 y Tabla 2).

Buena parte del margen meridionalestá definido por el replano R1000, que hacia

FFiigg.. 55.. PPeerrffiill lloonnggiittuuddiinnaall ddeell RR.. SSiill ccoonn llaass tteerrrraazzaass yy aappllaannaammiieennttooss iinntteerrccaallaaddooss ((ttrraammoo CCaarruucceeddoo--OOssPPeeaarreess)).. LLeeyyeennddaa:: 11 OOss PPeeaarreess;; 22 RR.. CCaabbee;; 33 PPaarraaddaa ddoo SSiill;; 44 RR.. MMaaoo;; 55 CCaassttrroo CCaallddeellaass;; 66 RR.. EEddoo;;77 AAºº SSaann XXooaann;; 88 RR.. LLoorr;; 99 QQuuiirrooggaa;; 1100 RR.. QQuuiirrooggaa;; 1111 RR.. SSoollddóónn;; 1122 RR.. BBiibbeeii;; 1133 MMoonntteeffuurraaddoo;;1144 AA RRúúaa;; 1155 RR.. LLeeiirraa;; 1166 AAºº SSaann XXuulliiáánn;; 1177 OO BBaarrccoo;; 1188 AAºº EEnnttoommaa;; 1199 AAºº CCaannddííss;; 2200 AAºº CCaassooiioo;;2211 PPuueennttee ddee DDoommiinnggoo FFllóórreezz;; 2222 AAss MMéédduullaass;; 2233 CCaarruucceeddoo;; HH aallttuurraa ddeell rrííoo;; HHaa aallttuurraa aabbssoolluuttaaddee llaass tteerrrraazzaass;; RRii SSuuppeerrffiicciiee ddee eerroossiióónn.. EEssccaallaa:: vveerrttiiccaall 11//2200..000000;; hhoorriizzoonnttaall 11//662288..557711..


el W pasa, de forma escalonada, a un R800 yluego a un R600. Por su parte el margen sep-tentrional está formado por los replanosR600 y R500, que se suceden.

Hay una franja del encajamiento en la

que no se han preservado terrazas. Tieneunos 35 km de longitud y se sitúa en ladesembocadura del Sil. La amplitud de lazona sin terraza no es constante, oscilaentre 140 y 460 m. Entre arroyo San Juan

FFiigg.. 66.. EEssqquueemmaa ggeeoommoorrffoollóóggiiccoo ddeell RR.. MMiiññoo ((ttrraammoo CChhaannttaaddaa--AAss NNeevveess)).. LLeeyyeennddaa:: 11 eennccaajjaammiieennttoo fflluu--vviiaall:: bboorrddee ssuuppeerriioorr yy vveerrttiieennttee;; 22 ssuuppeerrffiicciiee ddee eerroossiióónn;; 33 rreelliieevvee rreessiidduuaall,, rreelliieevvee rreessiidduuaall eessttrruuccttuu--rraall;; 44 eessccaarrppee mmoorrffooeessttrruuccttuurraall;; 55 rrííoo,, eemmbbaallssee;; 66 tteerrrraazzaa eerroossiivvaa,, tteerrrraazzaa ccoonn ddeeppóóssiittoo;; 77 ppaalleeooccaauu--ccee;; 88 nniivveell ddee tteerrrraazzaa;; 99 ppoobbllaacciióónn:: CCoo CCoorrtteeggaaddaa;; CC CCaarrbbaalllliiññoo;; CChh CChhaannttaaddaa;; LL LLuuiinnttrraa;; MMMMeellggaaççoo;; NN AAss NNeevveess;; OOuu OOuurreennssee;; PP OOss PPeeaarreess;; RR RRiibbaaddaavviiaa;; SS SSaabbaaddeellllee..


y Parada do Sil la franja va de T0 a T2; entreParada do Sil y el río Cabe, va de T0 a T9;y entre el río Cabe y la desembocadura delSil, va de T0 a T4.

Se pueden diferenciar dos etapas en laincisión: una etapa Superior (antigua)entre R1000 y T9; y una etapa Inferior (másmoderna) desde T9 hasta el presente.

3.2. EEll rriioo MMiiññoo ((ccuueennccaa mmeeddiiaa))..

Nace en la Sierra de Meira (Figura 6). Esel mayor afluente del Sil, con el que confluyeen Os Peares. Sus afluentes principales son losrios Avia y Arnoia con los que confluye en lasinmediaciones de Ribadavia, aguas abajo deOurense. Poco después de su nacimiento elMiño entra en el Accidente Meridiano deCARLE (1949) y lo recorre de N a S; demanera similar a lo que ocurre en el caso delrio Xallas, (PAGES, 1996; PAGES y VIDALROMANI, 1997b), en que el curso pareceseguir en algún tramo antiguas direccionesmesozoicas. El rio Miño define sobre elAccidente Meridiano un extenso aplana-miento en torno a los 500 m que es la deno-minada Superficie de Chantada, (BIROT YSOLE, 1954). Los límites del aplanamientoviene señalados por ejes montañosos condirecciones meridianas: Serra da Loba, Cobada Serpe y Careón al Oeste; y Serra doMirador y Poñago al Este. El sustrato forma-do por materiales paleozoicos de la ZonaAstur Occidental Leonesa de JULIVERT etal (1980) es la base de las cuencas terciarias deVilalba y Sarria. En este tramo el Miño pre-senta un alto índice de sinuosidad y ampliasllanuras de inundación, siendo el encajamien-to poco significativo al desplazarse sobre unasuperficie antigua bien conservada.

Entre Portomarín y Os Peares, el rio

atraviesa el anticlinorio del Ollo de Sapo ypasa a la Zona Centro Ibérica de JULI-VERT (1980). En este tramo el Miño seencaja profundamente en la Superficie deChantada evitando la fosa de Monforte.

En Os Peares confluyen perpendicular-mente los ríos Búbal y Sil, aumentandoconsiderablemente el caudal de la red. Apartir de alli el sustrato es predominante-mente granítico.

Entre Os Peares y Ribadavia el ríomantiene una dirección NE-SW, la erosiónlateral ha desmantelado la R600 y elaboradoun aplanamiento intermedio, la R400, por elque circula también encajado. EnRibadavia choca contra la Dorsal Gallegade BIROT (1954) desviándose; y duranteunos 15 km retoma una dirección N-S. Eneste tramo (Ribadavia-Cortegada) el Miñose encaja en el aplanamiento R600.

La última unidad orográfica que atra-viesa el Miño es la Depresión Meridiana deNONN (1966). Como en el caso de laDorsal Gallega no se observa, a gran esca-la, una modificación en la dirección flu-vial. Sin embargo, a menor escala, se iden-tifican pequeñas inflexiones meridianas enla red (Salvaterra, Goián, Tui).

Un análisis del área seleccionadademuestra la existencia de numerosassuperficies-terraza (Tablas 4 y 5) distribui-das en dos sectores diferenciados (Figura6): Sector Chantada (30 km.) y SectorOurense (47 km).

TTAABBLLAA 44.. CCoorrrreellaacciióónn ddee llaass tteerrrraazzaass eerroossiivvaassiiddeennttiiffiiccaaddaass eenn eell rriioo MMiiññoo ((eennttrreePPoorrttoommaarríínn yy RRiibbaaddaavviiaa))..

————————————————————————————————————————

OURENSE CHANTADA————————————————————T15 360/400 m. T9 360/400 m.T14 310/330 m. T8 320/340 m.


T13 290 m. T7 260/300 m.- -

T12 250 m. -T11 230 m. T6 220/240 m.

T10 190 m. T5 180/200 m.- T4 150/160 m.

T2 170 m. -T8 150 m. T3 140/150 m.T7 130 m. -

- T2 120 m.T6 110 m. -T5 90 m. T1 100 m.T4 70 m. -T3 50 m. -T3 30 m. -T1 10 m. -T0 0 m. -————————————————————

3.2.1. El Sector Chantada

El Sector de Chantada abarca desdePortomarín hasta Os Peares. En él lasterrazas quedan limitadas a la franja entre100-400 m.s.n.m. Entre 300 y 420 m, seda la mayor concentración. En este sectorel río Miño se encaja profundamente (de

160 a 450 m) en los aplanamientos R500 yR600, manteniendo un gradiente moderado(0,4%). Las terrazas son pequeñas (nosuperan los 500 m de longitud), están malconservadas y se localizan preferentementeen el margen derecho. Al proyectar lasterrazas sobre el perfil longitudinal delcurso se observan dos franjas sin niveles deterraza, zona sin terraza una de las franjases horizontal y la otra vertical.

La zona sin terraza horizontal defineuna franja de 100 m entre el aluvial T0

(+ 0 m) y la primera terraza T1 (+ 100m). La zona sin terraza (Band Gap) verti-cal señala una franja de 8 km de anchuraen la que desaparecen los niveles deterraza situados por debajo de la terrazaT7 (+ 260/300 m).

TTAABBLLAA 55.. CCoorrrreessppoonnddeenncciiaa eennttrree ssuuppeerrffiicciieess ddeeeerroossiióónn yy tteerrrraazzaass eerroossiivvaass eenn ccaaddaa sseeccttoorrddeell RRííoo MMiiññoo.. LLeeyyeennddaa:: RRii ssuuppeerrffiicciiee ddeeeerroossiióónn;; TTii nniivveell ddee tteerrrraazzaa..

FFiigg.. 77.. PPeerrffiill lloonnggiittuuddiinnaall ddeell RR.. MMiiññoo ccoonn llaass tteerrrraazzaass yy aappllaannaammiieennttooss iinntteerrccaallaaddooss ((ttrraammoo PPoorrttoommaarríínn--AAssNNeevveess)).. LLeeyyeennddaa:: 11 AAss NNeevveess;; 22 MMeellggaaççoo,, 33 EEmmbbaallssee ddee FFrriieeiirraa;; 44 CCoorrtteeggaaddaa;; 55 RRiibbaaddaavviiaa;; 66CCaassttrreelloo ddoo MMiiññoo;; 77 OOuurreennssee;; 88 BBaarrrraa ddoo MMiiññoo;; 99 OOss PPeeaarreess;; 1100 CChhaannttaaddaa;; HH aallttuurraa ddeell rrííoo;; HHaa aallttuu--rraa aabbssoolluuttaa ddee llaass tteerrrraazzaass;; RRii SSuuppeerrffiicciiee ddee eerroossiióónn.. EEssccaallaa:: vveerrttiiccaall 11//2200..000000;; hhoorriizzoonnttaall 11//770055..888822..


————————————————————Replano Sector Ourense Sector Chantada

————————————————————R600 - -R500 - T8, T9

R400 T13, T14 T7

————————————————————

De la correlación entre replanos yterrazas se ve como los aplanamientos R600

y R500 marcan el límite superior del enca-jamiento. Por debajo hay otras dos fran-jas, (entre 420 y 300 m.s.n.m.), con unamayor concentración de restos de terraza.En el primer caso es poco evidente sucorrelación con terrazas de otros sectoresestudiados. Sin embargo, hacia Ourensese asocia al aplanamiento R400 y el nivel300 m.s.n.m. se puede seguir hasta Barrado Miño.

En síntesis: 1) además del nivel T0 haynueve niveles de terrazas erosivas a dife-rentes alturas relativas (Figura 7 y Tabla4); 2) la mayoría de los niveles solo estánrepresentados al Sur de Chantada, en unsector donde las terrazas con representa-ción más contínua corresponden a losniveles T7 y T6; 3) se observa una zona sinterraza de 100 m entre la última terraza(T1) y el nivel actual del río; 4) entre OsPeares y Chouzán, distantes 8 km, desapa-recen los niveles de terraza T1 a T6 inclusi-ve y hay muy pocas terrazas entrePortomarín y Chantada.

3.2.2. El Sector de Ourense

Abarca desde Os Peares a Ribadavia.En él las terrazas son frecuentes y conmayor continuidad lateral que en el Sectorde Chantada. Su distribución cubre lafranja de alturas comprendida entre los 80

y los 480 m.s.n.m., llegándose a contabili-zar hasta 15 niveles de terrazas erosivas. Elborde superior del encajamiento vieneseñalado por un replano en torno a los 400m (R400) que consideramos como unasuperficie de erosión fluvial, intercalada enla secuencia de terrazas erosivas del rioMiño. En este sector la tónica general es lade valles amplios que desmantelan parcial-mente el R400.

Por debajo de ese aplanamiento seidentificaron quince niveles de terraza(Figura 7 y Tabla 4). Los niveles T13-T15

equiparables al R400, sólo se han preservadoen las inmediaciones de Os Peares. Engeneral no es evidente la correlación de losquince niveles identificados, con los defi-nidos previamente (VIDAL-BOX, 1941;GONZALEZ LODEIRO et al, 1974b;CHAMON & FERNANDEZ POMPA,1974; PEREZ-ALBERTI, 1978; ARAU-JO, 1982; 1990) por otros autores.

4. DDIISSCCUUSSIIÓÓNN FFIINNAALL

4.1. CCoonnssiiddeerraacciioonneess ggeenneerraalleess

Se ha definido la historia evolutiva parael área estudiada estableciendo unasecuencia cronológica relativa basada encriterios como: altura de las superficies,estado de degradación, tipo de límites delos aplanamientos, desarrollo o no deterrazas tanto erosivas como acumulativas,relaciones de estas con los niveles de apla-namiento. Al carecer de criterio algunopara definir basculamientos, hundimien-tos o levantamientos se ha eludido consi-derar en la medida de lo posible ese tipo dedatos en la historia geomorfológica, o almenos si se ha hecho alguna referencia a


ello sólo lo fué a título de hipótesis alter-nativa. La secuencia de terrazas definida hapermitido distinguir en los principalesríos, intervalos de encajamiento rápido(caracterizados por la pobreza o ausenciade niveles de terraza), de otros en que laincisión ha sido más lenta con buen desa-rrollo lateral de niveles de terraza e inclu-so de superficies de aplanamiento. Aunqueaparentemente nuestra aproximación a lahistoria geomorfológica de la zona es sim-ple nos ha permitido construir su evolu-ción desde el Mesozoico. Conviene teneren cuenta que el problema de la falta dedataciones absolutas es común a gran partede la vertiente occidental del MacizoHespérico Peninsular, (NONN, 1966;COUDE GAUSSEN, 1980, 1981;VERGNOLLE, 1990; PEREZ-ALBERTI,1990; REY, 1990; PAGES, 1996, CAN-TANO, 1996; YEPES, 1998; FERRUSPINYOL, 1998) aunque en el interior dela Península Ibérica (MARTIN SERRA-NO (1988) los criterios de datación ycorrelación parecen más precisos.

Aunque las cuencas terciarias com-prendidas en la zona de trabajo (Maceda,Xinzo de Limia, Quiroga, Monforte deLemos), son mal conocidas, utilizando loscriterios propuestos en nuestro trabajo, esposible definir para ellas una cronologíarelativa dentro de la secuencia de terrazasy superficies correspondiente a la zona.Esto ha permitido rectificar afirmacionesde autores anteriores (NONN, 1966;VERGNOLLE, 1990; PEREZ-ALBERTI,1990) y correlacionar nuestra área de tra-bajo con otras del Macizo HespéricoPeninsular (MARTIN SERRANO, 1988;PAGÉS, 1996; CANTANO, 1996;

YEPES, 1998). Está claro que la influenciareal de la tectónica en la morfología seempieza a conocer sólo cuando se entiendela historia geomorfológica de Galicia bajola perspectiva de la tectónica de placas.Ello obliga a desestimar una interpreta-ción del relieve gallego basada en movi-mientos de bloques o ligada simplementea procesos distensivos, como lo entendíanlos autores previos a este trabajo, (HER-NANDEZ-PACHECO, 1949; NONN,1966; VERGNOLLE, 1990; PEREZ-ALBERTI, 1990); siendo ahora evidenteque el modelo de bloques solo es aproxi-madamente válido, (VANNEY et al.,1979; BOILLOT, 1988) para el bordeoccidental sumergido de Galicia, zona demáximo estiramiento litosférico; perocarece de utilidad en la zona emergida delextremo occidental de la CordilleraCantábrica, donde se superponen dos tiposde tectónicas: compresiva (la principal) ydistensiva (la secundaria).

En la literatura previa se mencionanigualmente como ligadas a la tectónica debloques, la elevación o subsidencia deestos, sin proporcionar nunca otros datoscuantitativos, (HERNANDEZ-PACHE-CO, 1949; BIROT y SOLE, 1954;TORRE-ENCISO, 1954, 1958 y 1970;NONN, 1966; DE GROOT, 1974;SOLE, 1983; MARTIN-SERRANO,1989) que no sean pequeñas discordanciasangulares apreciables en la serie terciaria.Concretamente, DE GROOT (1974)alude a una discordancia angular en laCuenca de Monforte, que no supera 1º.Otros autores (BIROT Y SOLE, 1954;MARTIN SERRANO, 1994 b), abundanen la misma idea basándose en argumentostopográficos. Sin embargo, discordancias


de igual o aun mayor grado son aprecia-bles también en las series terciarias de lascuencas norteñas (As Pontes, Meirama;MONGE, 1987), sin implicar por ellobasculamiento alguno sino una deforma-ción de la serie sedimentaria, incluso enépocas subactuales. Sin que ello signifiquenegar la impronta de la tectónica, mien-tras que ésta ha producido claramente des-plazamientos en la horizontal es difícil,hasta ahora, cuantificar los que existieronen la vertical, si los hubo.

Otro ejemplo de basculamiento desuperficies citado en la literatura previa aeste trabajo es el que produce la desnivela-ción entre la Penillanura Baja y laPenillanura Inferior en Maceda. La correla-ción entre los fragmentos de esa «mismasuperficie» se basa ya en su parecido mor-fológico (HERNANDEZ-PACHECO,1949), o en la similitud de los depósitostipo raña (Formaciones Pías y Veigachá)que la recubren a ambos lados de la falla deMaceda (PEREZ-ALBERTI, 1990, 1993).Sin embargo ninguno de los dos argumen-tos es verosímil si se considera por unaparte el caracter diacrónico de la raña(MARTIN-SERRANO, 1991) y que losdatos de campo señalan una desconexiónlateral de los depósitos referidos, en elmomento de su sedimentación. En cuantoa la antigüedad de las superficies, parecealgo ajustado atribuir una edad pliocenasuperior a la Penillanura Baja (HERNAN-DEZ PACHECO, 1949), por lo menos sise acepta que Penillanura Baja yPenillanura Inferior tienen que dislocarsepor el escarpe de la falla de Maceda y éstese encuentra bastante degradado en el sec-tor meridional como para tener una edadtan reciente.

Al no existir en la zona de trabajo nin-gún estudio de detalle sobre la serie tercia-ria; o una explotación lignitífera, comoocurre en el norte de Galicia, todas lasinterpretaciones sobre la tectónica tercia-ria proceden de observaciones de superficiey sondeos, las más de las veces muy espa-ciados. Todo esto aconseja cautela a la horade reconstruir la evolución geomorfológi-ca de la zona en el Mesozoico-Cenozoico.Hasta aqui el problema ha sido reconocerla relación entre los elementos morfológi-cos (terrazas, aplanamientos, encajamien-tos) y la génesis de las cuencas terciariaspresentes en el área; que en algunos casos(Monforte, Xinzo de Limia) son las demayor extensión de toda Galicia y de muydiversos tipos.

Utilizando criterios diversos podemosintercalar la generación de las fosas tercia-rias en la secuencia geomorfológica defini-da. Se distinguen dos direcciones morfo-estructurales significativas: NE-SW yNNW-SSE a NW-SE (Figura 1 y 8). Ladirección NE-SW se asocia a uno de losextremos occidentales del CabalgamientoBasal Pirenaico, (SANTANACH, 1994),con una actividad que habría sido direc-cional sinistra con funcionamiento de tipopull-apart. La dirección NNW-SSE a NW-SE, representada en la falla de Maceda,funcionó como una fractura direccionaldextral (SANTANACH, 1994; YEPES,1998). El hecho de que los escarpes morfo-estructurales de Xinzo de Limia esténtruncados por la fosa de Maceda, le confie-re a la fosa de Xinzo una mayor antigue-dad que la fosa de Maceda y que la R600,que lo corta cerca de Luintra, (sierra doCabalo y Llanos de Monteverde) y a la R800

que igualmente hace lo propio cerca de


Esgos (sierra da Virxen do Monte y Llanosde Cortacadela).

Otros de los criterios para la cronologíade las cuencas terciarias en la zona los dasu relación con la red de drenaje. En efec-to, el rio Sil tiene una gran antiguedad,como lo prueban diversos rasgos morfoló-gicos. Por una parte su trazado corta lasestribaciones occidentales de la CordilleraCantábrica y se encaja sobre antiguassuperficies de erosión (R1000 en CastroCaldelas, R800 en El Bierzo y R600 enMonforte). Por otra parte, en el proceso deencajamiento evita algunas cuencas tercia-rias (Monforte de Lemos) y engloba en sutrazado a otras (El Bierzo, O Barco, A Rúa,Quiroga), proporcionándonos un dato cro-nológico relativo. Mas hacia la cabeceradel Sil, en la Babia y El Bierzo el rio vaencajado entre dos ramificaciones delCabalgamiento Basal Pirenaico: El másantiguo formado por las sierras de Ancaresy O Courel y el más moderno por las sie-rras Galaico-Leonesas. En ambas se encajaeste río, siendo por tanto anterior a ellas.Con todo esto podemos asegurar que elaplanamiento R1000 o de los Llanos deCastro Caldelas, constituye uno de los ele-mentos más importantes a la hora dereconstruir la evolución morfológica delárea estudiada. Esta superficie, se hallabastante degradada. Se sitúa a unos 1000m de altitud media, limitada al norte porel residual del monte Seixo, al este por elfuerte encajamiento del rio Sil, al oeste porla fosa de Maceda y al sur por los residua-les de las sierras de San Mamede y de OBurgo. Esta superficie fue interpretadacomo un retazo de superficie etche (o decorrosión química) ya que aún conservarestos del regolito ahora parcialmente des-

mantelado por erosión fluvial, primero delrio Sil y luego de los rios Mao, Edo yMaus, (YEPES, 1998); episodio al quecorresponde un aluvial discontínuo y deescaso espesor, donde se mezclan materia-les bien rodados con otros que han sufridonulo o escaso transporte. Cuando el rio Silatravesaba la superficie R1000 la alteracióndel sustrato ya existía. Los residuales demonte Seixo, sierra de O Burgo y sierra deA Moa serían restos de una superficie pre-vio a la actual y se conectan a ella por gla-cis vertiente y/o glacis terraza. Hacia elnorte los glacis terraza son el resultado delproceso de incisión realizado por el Sil.

Otra de las superficies que tiene espe-cial importancia en la reconstrucción de lahistoria geomorfológica de la zona es laR600 ya que fue afectada por elCabalgamiento Basal Pirenaico y se hallafosilizada por la serie terciaria deMonforte. En efecto, el hecho de que el Silse encaje en un borde del R600 y no inter-fiera con la fosa, no lo interpretamos comoque la incisión es previa a la cuenca, comose entendió hasta el momento; sino másbien que se trata de un encajamiento con-temporáneo al debut de la elevación pasi-va de la cuenca de Monforte de Lemos,aunque haya continuado su evolución conposterioridad. En este mismo sentido lagarganta del rio Cabe sería también, segúnnuestra hipótesis, posterior al comienzodel encajamiento del Sil, teniendo comouna de sus consecuencias la de drenar elfreático de la cuenca de Monforte, evitan-do asi su desague hacia el Miño por elnorte. Que esto ocurrió asi lo confirmanlos sistemas de terrazas escalonadas en eltrayecto del Cabe desde Monforte a la con-fluencia con el Sil. La horizontalidad del


relleno sedimentario de la cuenca deMonforte y la incisión del Sil, indiferentea lo que debería ser un área deprimida pre-via al comienzo del encajamiento aboganuevamente por un levantamiento pasivode toda la cuenca, a medida que se va pro-duciendo la compresión/elevación alpina.Este mismo movimiento ayudaría a enten-der el pinzamiento por una falla inversa dela fosa de Quiroga, sin necesidad de recu-rrir a la hipótesis de VERGNOLLE,(1990), de un cambio en el sentido de cir-culación del rio Sil, para explicar el origende los depósitos de la fosa de Quiroga y suidentidad con los de Monforte. La hipóte-sis de Vergnolle forzaría a aceptar unpaleo-Sil con un encajamiento y trazadosimilar al actual pero con una circulaciónen sentido contrario lo que es dificil aco-modar para un río tan maduro (0.2% dependiente) que debe invertir su sentido sinaumentar la inclinación de su cauce,(YEPES, 1998). La horizontalidad delrelleno sedimentario de la cuenca deMonforte y su no deformación habla mejorde un levantamiento pasivo de toda lacuenca coetáneo a la compresión alpina.Así pues, en Quiroga se encontraría unaparte de la serie terciaria conservada enMonforte, pinzada por la falla inversa aso-ciada a la base del Cabalgamiento BasalPirenaico y en el haz del plano de la fallasubhorizontal, se elevaría la cuenca deMonforte; lo que es por otra parte uno delos argumentos del modelo general deMARTIN-SERRANO (1982) para el ter-ciario gallego, sin descartarse en ningúncaso su asociación con una tectónica com-presiva.

La incisión del Sil permitiría definirtres etapas principales en la formación del

relieve gallego: La primera, asignada tenta-tivamente al fini Mesozoico, (PAGES yVIDAL ROMANI, 1997 a y b; YEPES,1998), respondería a unas condiciones deestabilidad tectónica con desarrollo desuperficies tipo etche y sedimentación. Aella se correpondería la formación de relie-ves etche como los pseudoapalachianos deMARTIN-SERRANO (1982) y YEPES(1998). Seguiría la compresión, con ellevantamiento de algunas fosas y el pinza-miento de otras mediante fracturas.Finalmente, se habría producido el encaja-miento y la formación de la secuencia deterrazas por debajo de la R600. Según estahipótesis, los depósitos terciarios pinzadosen las fosas del Sil serían previos al encaja-miento actual del río Sil y , como es lógi-co, las terrazas situadas por debajo de laR600 serían más modernas. Si comparamoslos muros de las fosas de Monforte yQuiroga se puede deducir un salto de 80 mcomo consecuencia del levantamiento alpi-no. De hecho, al deshacer el salto las super-ficies quedan prácticamente enrasadas aun-que nunca llegarían a estar conectadas,debido lógicamente a los relieves inter-puestos cuyos restos se reconocen ahora enlos altos de Aldriz, (580 m), probablemen-te residuales de un relieve previo al encaja-miento y al movimiento en la vertical pro-piciado por la compresión alpina. El desa-rrollo de terrazas en los rios principales dela zona Sil y Miño es importante por deba-jo de la R1000 y a partir de la R600 y, es pre-cisamente en el intervalo entre el desarro-llo de ambas superficies cuando se desarro-llan las cuencas y se produce la actividadprincipal en el área de nuestro trabajo.


4.2. PPrrooppuueessttaa ddee iinntteerrpprreettaacciióónneevvoolluuttiivvaa

Después de todo lo dicho, sólo quedaestablecer el modelo secuencial evolutivodel relieve en este sector de Galicia, unavez iniciada la etapa geomorfológica.

Partiendo de una elevación localizada en loque correspondería al sector somital de laSerra de Queixa, se elaboraría una superfi-cie de corrosión (R1600), a la que seguiría undesmantelamiento de la misma a través deuna incipiente red fluvial radial (YEPES,1998), que permitiría la elaboración de un

FFiigg.. 88.. EEssqquueemmaa mmoorrffooeessttrruuccttuurraall ddee llaassccuueennccaass tteerrcciiaarriiaass ddeell SSEE ggaalllleeggoo..CCoommoo hhiippóótteessiiss,, ssee ssuuppoonnee qquuee eellmmoovviimmiieennttoo aallppiinnoo ddee llooss bbllooqquueess eenneell SSEE ggaalllleeggoo rreessppoonnddeerrííaa aa ddooss ppuullssooss..EEll pprriimmeerroo ccoonn mmoovviimmiieennttoo aa ffaavvoorr ddeeffrraaccttuurraass NNEE--SSWW.. yy eell sseegguunnddoo ccoonnmmoovviimmiieennttoo aa ffaavvoorr ddee ffrraaccttuurraassNNNNWW--SSSSEE aa NNWW--SSEE.. LLeeyyeennddaa:: 11FFrraaccttuurraa;; ffrraaccttuurraa ssuuppuueessttaa.. 22 FFrraaccttuurraaccoonn iinnddiiccaacciióónn ddee bbllooqquuee hhuunnddiiddoo;;ccaabbaallggaammiieennttoo.. 33 DDiiqquuee ttaarrddiihheerrccíínnii--ccoo.. 44 SSeennttiiddoo ddeell mmoovviimmiieennttoo aallppiinnooddeedduucciiddoo.. 55 RRííoo.. 66 TTeerrcciiaarriioo--ccuuaatteerr--nnaarriioo.. 77 PPoobbllaacciióónn:: BBóóvveeddaa,, LLaazzaa,,LLuuggoo,, MMaacceeddaa,, MMoonnffoorrttee ddee LLeemmooss,,OOuurreennssee,, QQuuiirrooggaa,, VVeerríínn,, XXiinnzzoo ddaaLLiimmiiaa..


nuevo aplanamiento, encajado principal-mente en su sector más oriental. La exis-tencia de restos de alteritas permiten atri-buir un posible doble origen a este aplana-miento (fluvial y de corrosión), al que seha denominado como superficie deChaguazoso (R1400) y que por su desmante-lamiento actual corresponde a una superfi-cie hueca. Residual de ésta superficie seríaa un nivel más bajo, el aplanamiento de lasierra de O Burgo (R1200), en cuyas laderasse apoyan las rampas (glacis o glacis-terra-za) que enlazan con los Llanos de CastroCaldelas (R1000). El nivel R1000 sería de origenmixto (corrosión química/erosión fluvial)y estaría ligado al paleo-Sil y sería extensi-ble hasta la Dorsal Gallega (Sierras deFaro, Testeiro, Faro de Avión) por el oestey hasta las estribaciones de las sierrasOrientales (Ouribio, Courel) por el este.Llegado este punto tendríamos dos redesfluviales más o menos definidas: el paleo-Bibei-Xares al E de Queixa, entre ésta yEixe-Segundeira y otra red al norte, pordonde circularía el paleo-Sil.

En un momento posterior y relacionadocon el Cabalgamiento Basal Pirenaico, tienelugar una serie de deformaciones. Primerodireccionales de plano subvertical (fosas deXinzo y Maceda, por este orden cronológi-co). Y algo después según planos subhori-zontales, como cobijaduras ligadas a fallasinversas (fosas de A Rúa y Quiroga), queserían coetáneas, al menos Quiroga, a lacuenca de Monforte, (una fosa de origen gra-bado que estaría afectada por una elevaciónpasiva, asociada al Cabalgamiento BasalPirenaico. Todo esto tendría lugar antes delMioceno; lo que da una edad paleógena parala R800 (superficie de Baldriz) y para la for-mación de las fosas de Xinzo y Maceda.

Poco después tendría lugar el comienzodel relleno de las fosas de Xinzo y Monforte,sucesivamente, por materiales detríticosprocedentes de los relieves circundantes.Este relleno estaría ligado al desmantela-miento de la superficie de corrosión (R800), loque nos sitúa ya en el Mioceno.Coetáneamente se elaborarían las superficiesde Xinzo y Chantada, ambas de origen flu-vial; y posteriormente se encajaría el río Sildando lugar al cañón do Sil; que presentaríauna morfología más o menos próxima a laactual, si bien podría atribuírsele una anti-güedad mayor, dada la correlación que exis-te entre R800 y los niveles de terraza del Sil,tanto en Os Peares (T12 y T11) como enQuiroga (T10 y T12) y Valdeorras (T16 y T14),que serían resultado de su progresivo enca-jamiento en los Llanos de Castro Caldelas.El drenaje del rio Cabe, supeditado al del Silen el margen oeste de Monforte, es clara-mente posterior al desarrollo de la superficieR600 y entraria ya en el Plioceno. El resto dela evolución geomorfológica vendría mejorrepresentada por los niveles de aplanamien-to situados por debajo del R600 y la secuenciade terrazas inferior.

5. CCOONNCCLLUUSSIIOONNEESS

—La zona objeto de este trabajo sesitúa en el NW ibérico, en la transiciónentre el borde compresivo de la CadenaCantábrica y el borde distensivo de lacosta atlántica. Su estructura correspondeal desmembramiento occidental delCabalgamiento Basal Pirenaico y, en parte,a las estructuras tectónicas tardihercínicasreactivadas en el Alpino.

—La cartografía geomorfológica reali-zada se ha apoyado en tres tipos principa-


les de unidades morfológicas: superficies,residuales convexos y relieves cóncavos;únicos elementos de los que se disponepara elaborar la historia geomorfológica dela zona estudiada, ya que los depósitos quese conservan, salvo los contenidos en lasfosas tectónicas terciarias, son poco signi-ficativos.

—En la unidad geomorfológica «resi-dual convexo» los más significativos sonlos llamados relieves pseudoapalachianos,de los que existen formas equivalentes enotras áreas del Macizo HercínicoPeninsular.

—La red fluvial ha evolucionado pordos tipos de procesos asociados a la tectó-nica. En el norte sobre todo en el frente delCabalgamiento Basal Pirenaico, encaján-dose por antecedencia a medida que lacolisión en el borde cantábrico ocasionabala elevación de la Placa Ibérica. Mientrasque en el oeste ha evolucionado por proce-sos de captura, debidos a la erosión remon-tante de los cursos atlánticos, a medidaque se modificaba el nivel de base occi-dental, como consecuencia del estiramien-to litosférico ocasionado por la aperturadel Océano Atlántico. Los efectos de estosdos procesos coinciden en la zona estudia-da produciendo un patrón de interferenciaa veces de difícil interpretación, ya que sesuperpone a las fracturas tardihercínicas,reutilizándolas parcialmente.

—En general se demuestra más eficazel efecto de la erosión remontante desde eloeste, que el de elevamiento por colisión-subducción de placas, desde el norte. Talvez porque el primero está en activo y hasido contínuo desde el Mesozoico, cuandocomienza la apertura del OcéanoAtlántico. El segundo corresponde, tan

sólo, a una breve etapa al final delPaleógeno (fase Diastrófica de Vanney etalii, 1979).

—En la zona estudiada, la erosiónremontante que proviene del Atlántico haprovocado un elevado número de capturasfluviales hacia el oeste. Sin embargo, el ríoSil, por su carácter antecedente, tiene un pre-dominio local como captador del drenaje.

—En los Llanos de Castro Caldelas,(R1000), se produce una interferencia entrelos procesos tectónicos de borde de placa(colisión-subducción al Norte y estira-miento de la litosfera al Oeste), con losprocesos tectónicos intraplaca (esencial-mente fosas del tipo strike-slipe fault). Enellos se pone en evidencia el carácter ante-cedente del río Sil, su cambio de trazado aconsecuencia de las deformaciones intra-placa y la cronología relativa de la incisiónde la red fluvial durante el Cenozoico.

—Se observan dos direcciones morfo-estructurales significativas: NE-SW yNNW-SSE. La dirección NE-SW se podríainterpretar como la ramificación delCabalgamiento Basal Pirenaico y estaríarepresentada por la falla de Vila Real.Además habría condicionado la direccióndel río Navea y el régimen tectónico en lafosa de Xinzo de Limia. La direcciónNNW-SSE estaría representada por la fallade Maceda.

—Las fracturas citadas forman parte deun sistema conjugado de fallas cuya activi-dad tiene la siguiente secuencia temporal:La fosa de Xinzo de Limia es anterior a lafosa de Maceda, ya que los escarpes morfo-estructurales de la primera están truncadospor los de la fosa de Maceda. La actividadde esta segunda falla, debe ser sincrónica o


anterior a los replanos R600 y R800, queenrasan el escarpe de falla en dos puntos(Esgos y Luintra).

—La antecedencia del río Sil viene pro-bada por: 1) el elevado número de nivelesde terrazas erosivas identificados dentrodel valle actual; 2) las evidencias de enca-jamiento sobre todas las superficies pre-sentes en el área de trabajo por encima dela R400; 3) su curso, fuertemente encajado,atravesando las principales estructurashercinicas y alpinas presentes en la zona detrabajo; 4) sus relaciones con las fosas ter-ciarias a lo largo de todo su trazado.

—Se distinguen, en el área de trabajo,al menos dos tipos de fosas tectónicas ter-ciarias: las que muestran signos de defor-mación postectónica (Quiroga y A Rua) ylas aparentemente intactas, (Monforte deLemos, Xinzo de Limia y Maceda). Aunadmitiendo la misma edad para todas ellasy dadas las relaciones con el encajante, se

propone una historia tectónica diferentepara cada grupo. Las fosas tectónicas delprimer tipo corresponderían, según elmodelo de MARTÍN SERRANO (1982),a restos pinzados a favor de fallas inversascoincidentes con el empuje norte-sur, coe-táneo a la colisión de las placasEuroasiática e Ibérica. Las segundas habrí-an sido restos levantados sobre el dorso delCabalgamiento Pirenaico, como conse-cuencia de la misma etapa de deformacióntectónica (Monforte de Lemos), o bien setrataría de fosas tipo pull apart o strike slipefault (Maceda).

—Dado que la colisión antes citada seha datado aproximadamente como eocena,esto supondría una prolongación de susefectos hasta el fin del Paleógeno, coinci-diendo con las últimas dataciones paleonto-lógicas obtenidas para los sedimentos de labase de la Cuenca tectónica de As Pontes; loque nos aproxima nuevamente a las ideas de


MARTÍN SERRANO (1982) sobre unaantiguedad del terciario gallego, mayor a loadmitido hasta ahora.

66.. AAGGRRAADDEECCIIMMIIEENNTTOOSS

Este trabajo forma parte de una Th.D. (YEPES, 1998), que se ha beneficiadode una beca predoctoral de la Xunta deGalicia. Querríamos agradecer las obser-vaciones realizadas a los doctores J dePedraza, J.M. Vilaplana, J. de D.Centeno, A. Martín-Serrano y E. de Uña,así como las ayudas prestadas en la bús-queda bibliográfica a V. Gorosquieta(Lab. Xeol. de Laxe), D. Gutierrez(I.T.G.E.), H. Esteve y M. Romero(Geología, U.C.M.).


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