Inventario de recursos xeol贸xicos e xeomorfol贸xicos da costa Cant谩brica de Galicia
1
Indice 1.- Obxetivos
4
2.- Material
4
3.- Metodoloxía.
4
4.- Descrición xeral da área
6
4.1.- Estaca de Bares-Ría do Barqueiro
7
4.2.- Ría de Viveiro
11
4.3.- Punta do Faro-Punta Roncadoira
18
4.4.- Punta Roncadoira-Foz
23
4.5.- Foz-Punta do Castro
26
4.6.- Punta do Castro-Ribadeo
29
5.- Valores xeolóxicos
35
6.- Valores xeomorfolóxicos
73
7.– Conclusións: Cartografía dos puntos de interés
89
Bibliografía
110
2
Equipo redactor:
FRANCISCO CANOSA MARTÍNEZ. Doutor en Xeoloxía. Universidade de Oviedo. AUGUSTO PÉREZ ALBERTI. Catedrático de Xeografía Física. Universidade de Santiago.
3
1 Obxetivos Avaliar a riqueza xeolóxica e xeomorfolóxica da Costa de Ribadeo e a súa contorna. A zona analizada extendeuse dende o Cabo Estaca de Bares e a Ría de Ribadeo 2.- Material Na realización do traballo empregáronse: Ortofotos PNOA 2011 Modelos dixitais do terreo a escala 2x2m. Mapas xeolóxicos IGME. Arquivo fotográfico do POL. Arquivo fotográfico persoal. 3.- Metodoloxía. 1.- Traballo de campo do tramo de costa que se alonga entre o Cabo Estaca de Bares e a Ría do Ribadeo.
2.- Traballo cartográfico. 3.- Integración dos datos nun SIX mediante o uso do software ArcGis 10.2 (Licenza USC).
4
5
4.- Descrición xeral da área O sector de costa comprendido entre Estaca de Bares e Ribadeo, que pertence case na súa totalidade a costa lucense, caracterízase pola sua diversidade tanto a escala de detalle como no seu conxunto. Nel é posible diferenciar dous grandes tramos, dende o punto o vista topográfico. Un primeiro alóngase entre Estaca de Bares e Fazouro e presenta unha liña de costa recortada, con profundos entrantes e saintes, unhas veces configurando rías (O Barqueiro, Viveiro), outras enseadas (Enseada da Regolada, Enseada do Coido, Enseada de Sucastro...), sendo frecuente a presenza de illotes e pequenas illas perto da costa (Coelleira, Gaveira, Ansarón). O segundo tramo, comprendido entre Fazouro e Ribadeo, ofrece un trazado moito menos sinuoso, a grandes rasgos rectilíneo, ainda que en detalle tamén se atopan frontes costeiros recortados. No seu extremo oriental aparece a Ría de Ribadeo.
6
4.1. Estaca de Bares-Ría do Barqueiro. Estaca de Bares situado a 42º 50’ de latitude norte, é o punto mais setentrional de Galicia. O cabo debuxa unha estreita franxa de terra flanqueada por fortes cantís. Son espectaculares os que se erguen cara a Ría de Ortigueira, moi especialmente entre Loiba e Espasante. Cara o Leste, dende o cabo ata a desembocadura do Sor a costa é unha sucesión de cantís baixos e pequenos areais, frecuentemente ancorados no interior de estreitas enseadas. No fondo da ría emprázase a Praia de Arealonga, unha barra que pecha a desembocadura do Sor. Na marxen oriental da ría, entre Arealonga e a Punta Carneiro, os cantís seguen a dominar e en medio deles ábrense calas, de fondo areoso, caso da de Xilloi, localizada entre la Punta Cameiro e a Punta Balseira, A costa con cantís e saintes rochosos dominan tamén fronte a Illa Coelleira e cara a Ría de Viveiro: Punta de Campelo, .Punta do Santo, Punta Lodelas. Un tramo marcado
pola verticalidade no medio do que aparecen novas enseadas dignas de visitar como a da Pereira. Un sector moi interesante e ben conservado.
7
Praia de Arealonga
Non abundan os areais neste sector de costa. Únicamente en lugares concretos, alí onde existe un aporte de área é posible atopar pequenas praias. É o caso da existente na desembocadura do Sor ou en Xilloi.
Praia de Xilloi 8
Punta da Barra 9
As Laxes 10
4.2.- Ría de Viveiro. A ría de Vivero debuxa un triángulo invertido, cunha anchura máxima duns oito kilómetros, entre as puntas Cameiro e a Punta do Faro, acada uns dous quilómetros de anchura. O illote de Gaveira érguese na parte occidental da ría. No seu interior continúan a dominar polo xeral os tramos de costa con cantís e algún areais, como o de Area, entre a Punta de Terra de Pedra e Punta da Arnela, ou o de Covas. Domina unha costa con megacantís que teñen en común presentar unha fachada mariña con forte pendente e un enlace co continente que varía em función da enerxía do relevo. Aparecen así cantís con remate plano ou con abas de diferente inclinación. Notase con claridade o paso da zona dominada por rochas xistosas, con numerosos planos de estratificación e buzamentos prácticamente inclinados, á aqueles lugares dominados por rochas graníticas. Na Punta Sucastro que aparece debaixo vese con claridade como a dinámica dos cantís está dominada polo buzamento dos estratos e como ao retroceder quedan aillados numerosos saintes. Illa Gaveira Punta Sucastro
11
San Romรกn e Coelleira
12
13
Punta de Insua 14
Exemplo de cantil vertical de remate plano en Esteiro. Pódese ollar a diversidad litolóxica , o contacto entre rochas graníticas e metamórficas, e, moi especialmente a dinámica na fronte costeira. Os desprendimentos, indicativo dos procesos de retroceso , acumúlanse na base dos cantís favorecendo a xénesis dun elemento de grande singularidade en Galicia: os coidos.
Esteiro
15
Mui単elo 16
Ali onde se alonga unha chaira costeira, como en VilachĂĄ, os canĂn son de remate plano. Neste caso dominan coidos asociados a formas en arco separados por estreitos saintes.
Vilacha
17
4.3.- Punta do Faro a Punta Roncadoira Entre a Punta do Faro e a Punta Roncadoira estírase un conxunto de amplas enseadas con predominio da costa con cantís, con excepción da pequena praia de Esteiro. As puntas convírtense en bos lugares dende onde ollar as paisaxes costeiras: Punta do Faro, Punta Pardiñas, Punta Meitón, Punta Nansa…ata chegar ao faro de Punta Roncadoira, unha das áreas de grande interés tanto xeolóxica como xeomorlóxicamente, máis descoñecidas do litoral gale-
go. Modelada sobre rochas graníticas intensamente fracturadas os cantís presentan un perfil abrupto de fortes penedentes. A presenza de rochas granítticas explica a existencia tanto de cantís vertente como de furnas. O enlace entre a beiramar e a parte alta dos outeiros faise por medio de abas con forte pendente cortadas por fracturas. O seu retroceso orixina a existenza de furnas e corredores de gran beleza e propicia a existenza de pequenas illas perto da costa. Punta do Faro
18
Punta Nasa 19
Punta Roncadoira Punta Roncadoira é sen dúbida uns dos lugares máis fermosos deste sector de costa. Modeladso sobre rochas graníticas os cantís aparecen cortados por numerosa fracturas que facilitaron a apertura de corredores e furnas.
De perto é posible ollar un conxunto de pias e alveolos moi interesante á beira de elementos litolóxicos de grande valor que se analizarán posteriormente.
20
Punta Roncadora 21
22
4.4.- Punta Roncadoira a Foz De Punta Roncadoira a Foz segue a dominar una costa rochosa con cantís que a penas se abren en Portocelo, a Marosa, A Areoura ou Nois. Perto da costa a Illa de Ansarón. Os saintes convírtense en bos lugares dende onde poder achegarse ás paisaxes costeiras.
Punta Medixa 23
Illa de Ansar贸n
24
Punta Arxente
25
4-5.-De Foz a Punta do Castro Pasada a Praia de Altar a costa comeza a mudar. Na base dos cantĂs aparecen estreitos areais que se extenden ata a Punta do Castro, outro lugar singular polo encadeamento de entrantes e saintes rochosos en medio dos que se abren pequenos arcos cubertos de ĂĄrea que enlazan coa de Esteiro.
As Illas
As Illas 26
Punta Corbeira 27
Punta do Castro 28
4.6. Punta do Castro-Ribadeo O sector que se extende entre a Punta do Castro e a Ría de Ribadeo é sen dúbida o de maior variedade, dende o punto de vista xeomorfolóxico, de toda a costa cantábrica. A tipoloxía dos cantís está vencellada a factores estruturais, tanto do bu-
zamento dos estratos como da súa orientación perpendicular ou non cara o mar sen esquecer a densidade de fracturas. O xogo de fracturas e o buzamento diferencial dos estratos ten xerado unha complexa rede de entrantes e saintes. Óllase como o deseño xeral da costa ven dado por fracturas 2200, 1000 e 2800 N. Por exemplo, os arcos do sector oriental de Augasantas ábrense pola combinación de fracturas 2200 /1800 N. As furnas soen seguir as direccións 1800 e 2200 N ainda que tamén existen outras con direcciónss 1400 ou 2800 N. Con frecuencia, o patrón de fracturas ten xerado galerías que diron lugar a bifurcacións tanto en corredores como nas furnas e, por outra parte, teñen
favorecido a xénese de columnas que quedaron ailladas.
29
30
31
32
33
Esteiro do RĂo 34
5. Valores xeolóxicos No treito litoral estudado entre Estaca de Bares e a Ría de Ribadeo, afloran maioritariamente rochas do Paleozoico, é dicir, con máis de 300 millóns de anos. Naquel momento da historia da Terra, a posición, número e tamaño dos continentes eran moi distintos dos actuais. Existían practicamente só dous supercontinentes, Laurusia no norte e Gondwana no sur, e separados polo océano Rheico. Entre os 400 e os 300 millóns de anos prodúcese o peche do Rheico e en consecuencia a colisión, por obdución, entre ambos supercontinentes. Este feito da lugar a Panxea (un único continente) e a formación dunha gran cordilleira montañosa de máis de 3000 quilómetros e cunha altitude semellante ao actual Himalaia, coñecida como Oróxeno Varisco ou Oroxenia Varisca. Debido a dinámica terrestre este cinturón oroxénico atópanse na actualidade moi desmembrado, en forma de macizos o longo de distintos continentes. Un deses macizos áchase na Península Ibérica, coñecido co nome de Macizo Ibérico, e representa o afloramento máis completo que hai na actualidade do Oróxeno Varisco. O Macizo Ibérico dividiuse en seis zonas da cordo as características xeolóxicas (estratigráficas, estruturais, metamórficas e magmáticas) dos materiais presentes nelas. Estas zonas de NE a SO son a Cantábrica, Asturoccidental Leonesa, Centroibérica, Galicia-Trás-os-Montes, Ossa-Morena e Subportuguesa.
No caso das rochas que afloran no treito litoral estudado, estas pertencen ben á Zona Asturoccidental Leonesa (ZAOL) ou ben á Zona Centroibérica (ZCI). A Zona Asturoccidental Leonesa estendese dende o Antiforme do Narcea, na zona central de Asturias, ata a Falla de Viveiro. Pola súa banda a Zona Centroibérica comprende a todos aqueles materiais que se atopan entre a Falla de Viveiro e o cabalgamento basal do alóctono inferior ou parauctótono, na zona de Loiba (Ortigueira). A súa vez ambas zonas albergan diferentes dominios xeolóxicos. No caso da ZAOL existen dous, o Dominio do Manto de Mondoñedo e o Dominio do Navia-Alto Sil, o límite entre ambos é o cabalgamento basal do Manto de Mondoñedo. No sector estudado o Dominio do Navia-Alto Sil está representado únicamente por formacións cuarcíticas do Cámbrico como a “Cuarcita do Xistral”. No Dominio do Manto de Mondoñedo tamén predominan as formacións cámbricas de materiais siliciclásticos (cuarcitas, lousas, xistos e areíscas) como son o “Grupo Cándana”, a “Serie dos Cabos” ou as “Lousas de Luarca”. Do mesmo xeito afloran materiais siliciclásticos do Neoproterozoico afectados por un intenso metamorfismo, que acada incluso a anatexia (migmatitas) e que forman parte da “Serie de Vilalba”. Existen tamén, pero de menor entidade, formacións carbonatadas do Cámbrico (calizas e dolomías) como a “Caliza de Vegadeo” ou membros dentro do “Grupo Cándana”. Respecto á ZCI, no área de estudo só se atopa un dominio, o do Ollo de Sapo, que está constituído por unha secuencia de materiais siliciclásticos do Ordovícico Inferior (cuarcitas e lousas), representados en formacións coma as “Capas dos Montes”, a “Cuarcita Armoricana” ou as “Lousas de Luarca”. Outro grupo de materiais tamén ordovícicos, pero de orixe volcánica (ortogneises glandulares) e volcanoclástica (metagrauvacas e xistos) forman parte da Formación “Ollo de Sapo”, que só aflora nos núcleos antiformais. A Oroxenia Varisca ao igual que outras oroxenias, caracterízase por que as distintas formacións xeolóxicas asociadas a ela están afectadas por una deformación polifásica. No Varisco identificáronse tres fases ou etapas principais de deformación. -A primeira fase de deformación (D1) deu lugar á formación de dobras inclinadas ou deitadas verxentes ao Leste, que levan asociada cunha clivaxe ou foliación tectónica (S1). A maior parte das dobras presentes neste treito litoral están relacionadas con esta etapa, como o anticlinal de Foz ou o sinclinal de Nois. -A segunda fase de deformación (D2) orixinou o desenvolvemento de salientables cabalgamentos con estruturas asociadas como zonas fráxiles-ductiles ou de cizalla. Claros exemplos desta etapa son os cabalgamentos basais do Manto de Mondoñedo e do Alóctono inferior, que dan lugar ao emprazamento dos materiais que constitúen o Manto de Mandoñedo e Parautóctono respectivamente. Localmente pode aparecer tamén unha foliación tectónica (S 2). -A terceira fase de deformación (D3) xenerou grandes dobras de plano axial subvertical, e en menor medida, zonas de cizalla de carácter fráxil-dúctil. Asociada a esta fase atópase unha clivaxe de crenulación (S3). O Antiforme do Ollo de Sapo é unha salientable estrutura desta etapa de deformación. Existen tamén outras estruturas extensionais relacionados co colapso gravitacional da codia engrosada (colapso oroxénico) coma son zonas de cizalla extensionales ou a formación de fallas normais ou despegues. Estas estruturas teñen lugar o longo da segunda fase de deformación varisca, en torno aos 315 millóns de anos. Despois da terceira fase, arredor dos 290 millóns de anos, prodúcense de novo esforzos extensionais que orixinan importantes fallas normais como a de Viveiro ou domos como o de Lugo.
35
36
En canto ao metamorfismo, tradicionalmente neste sector da ZCI establecíase un grado de metamorfismo de medias-baixas presións e temperaturas (isograda do granate), especialmente no núcleo do Antiforme do Ollo de Sapo, onde o metamorfismo é maior. Sen embargo, Canosa (2014) determina a presenza dunha paraxénese con cianita, e polo tanto as novas condicións metamórficas serían de altas presións e medias-baixas temperaturas (isograda da cianita-estaurolita). Pola súa banda na ZAOL o metamorfismo mostra unha zonación moi clara, de tal maneira que o grao de metamorfismo diminúe progresivamente de Oeste a Leste, dende a isograda da sillimanita-ortoclasa ata a isograda da biotita. En boa parte do sector estudado, pero en especial, no extremo occidental son moi frecuentes as rochas ígneas. As cales poden ser divididas en tres grandes grupos, granitoides sincinemáticos, granitoides postcinemáticos e rochas subvolcánicas. -Os granitoides sincinemáticos son aqueles corpos que se emprazaron durante o final da primeira fase de deformación varisca (D 1) ou o longo da segunda fase de deformación varisca (D2), é dicir, entre os 325 e os 305 millóns de anos. Neste grupo estarían incluídos os distintos granitoides do Macizo de O Barqueiro-A Amoá (leucogranitos de dúas micas e/ou moscovíticos), na ZCI, e dos Macizos do Penedo Gordo (leucogranitos de dúas micas), San Cibrao (leucogranitos de dúas micas) e Viveiro (granodioritas, tonalitas e rochas ultramáficas asociadas), na ZAOL. -Os granitoides postcinemáticos comprenden todas aquelas rochas ígneas que tiveron o seu emprazamento durante a terceira fase de deformación varisca (D3), ou o que é o mesmo, entre os 297 e os 285 millóns de anos. A este grupo pertencerían os granitoides do Macizo de Estaca de Bares (granodioritas e cuarzodioritas) na ZCI, e do Macizo da Toxiza (granodioritas) na ZAOL. -As rochas subvolcánicas atópanse en forma de pequenos corpos ígneos de distinta natureza que se emprazaron ben a través de fracturas no encaixante metamórfico ou ben a través de planos de discontinuidade entre os distintos estratos, como corpos paraconcordantes coas rochas metamórficas. Neste grupos estarías os corpos de felsitas ou aplitas da costa de Barreiros e os diques de diabasas do litoral ribadense, ámbos na ZAOL.
5.1.- Antecedentes A xeoloxía do litoral cantábrico entre Estaca de Bares e a Ría de Ribadeo constitúe unha verdadeira viaxe no tempo de 500 millóns de anos, coa que se poden descubrir e coñecer os distintos acontecementos xeolóxicos que tiveron lugar nesta parte da Terra. A realización deste inventario de lugares de interese xeolóxico (LIX) constitúe unha recatalogación completa e actualizada do patrimonio xeolóxico deste treito litoral. Posto que ata o momento só se tiñan inventariadas 9 zonas cun salientable interese xeolóxico, das cales 4 son LIX e 5 teñen a distinción de GEOSITE, é dicir, lugares con interese xeolóxico a nivel internacional. Lugares de Interese Xeolóxico previos (LIX) Ría de Viveiro Erosión nos granitos de Burela Rasa costeira de Ribadeo Ría de Ribadeo Geosites (LIX internacional) Zona de cizalla basal do Manto de Mondoñedo en Burela Zona de cizalla basal do Manto de Mondoñedo na praia de Areoura Zona de cizalla basal do Manto de Mondoñedo en Cangas Zona de cizalla basal do Manto de Mondoñedo entre Fazouro e Nois Zona de cizalla basal do Manto de Mondoñedo en Foz
37
5. Descrición dos LIX Neste listado de lugares de interese xeolóxico descríbese brevemente a xeoloxía e os distintos elementos xeolóxicos máis salientables en cada caso. De mesmo xeito indícase a clasificación do LIX acordo a súa temática (tectónico, petrolóxico ou mineralóxico) e o grado de interese (1, 2 ou 3), sendo 1 para o público en xeral, 2 para persoas cuns mínimos coñecementos xeolóxicos e 3 para persoas cunha formación xeolóxica máis avanzada.
5.1. Filón do Barqueiro Concellos: Mañón (A Coruña) e O Vicedo (Lugo). Grado de interese: 2 Punto con interese mineralóxico, tectónico e xeomorfolóxico
Na contorna do pobo de O Barqueiro existe unha salientable explotación de seixo (mina Sonia), propiedade de Cuarzos Industriales S.A. e emprazada nun dos meirandes filóns de seixo de Europa. O seu uso principal é para a fabricación de ferrosilicio nos altos fornos siderúrxicos centroeuropeos. Este filón está constituído por seixo branco brechificado (Fig. 1) ou parcialmente masivo (Fig. 2) que cicatriza unha antiga falla tardivarisca de dirección NNO-SSE, orixinada por la descompresión de Oróxeno Varisco durante o Pérmico. O filón ten un espesor real de ata 60 metros e unha corrida de aproximadamente 10 km, encaixa en granitos de dúas micas do macizo do Barqueiro-A Amoá ao Norte e lousas negras e ortogneises glandulares da Formación Ollo de Sapo ao Sur. A súa orixe é claramente hidrotermal e formado ao longo de varios pulsos con unhas condicións de temperatura e salinidade moi variables. A presenza deste filón de seixo na desembocadura do río Sor (Fig. 3), como unha barreira morfolóxica (Fig. 4), condiciona en gran medida a distribución e o transporte dos materiais terríxenos que aporta o río Sor.
Figura 3
Figura 4
Figura 1
Figura 2 38
5.2.- Praia de Xilloi Concello: O Vicedo (Lugo). Grado de interese: 2 Punto con interese petrolóxico, mineralóxico e tectónico En ámbalas dúas marxes desta praia do concello do Vicedo, é posible observar a presenza dunhas rochas un tanto peculiares. Estas caracterízanse por mostrar un número importante de glándulas ou lentes de feldespato potásico (Fig. 5) e en ocasións tamén de seixo azulado. Esta formación litolóxica coñécese co nome de "Ollo de Sapo". Petrolóxicamente son ortogneises glandulares constituídos esencialmente por seixo, feldespato potásico, biotita e moscovita, de forma accesoria áchanse apatito, circón, turmalina e óxidos de ferro. Don Isidro Parga Pondal, destacado xeoquímico de principios do século XX, foi o primeiro en estudar esta curiosa formación xeolóxica. A súa denominación galega, tomada da linguaxe popular por Hernández Sampelayo (1922), implantouse pola similitude entre os cristais azulados de seixo e os ollos dun sapo.
Figura 7
Un dos aspectos máis destacados desta formación na praia de Xilloi é que as glándulas (porfidoblastos) de feldespato potásico e seixo atópanse diseminadas nunha rocha que se viu afectada por unha intensa deformación dúctil por cizallamento ou cizalla (Fig. 6), é dicir, se deformou por fractura e desprazamento. En consecuencia xeráronse abundantes porfidoclastos con colas de presión, planos S-C, etc. que proporcionan información do sentido do movemento durante a deformación. Asociada á Formación "Ollo de Sapo" encóntrase a presenza de rochas ígneas, e máis concretamente leucogranitos moscovíticos (Fig. 7) do macizo de O Barqueiro-A Amoá, constituídos principalmente por cuarzo, feldespato potásico, moscovita, biotita e plaxioclasa, de forma ocasional atópanse apatito, circón, cordierita e granate. Por norma xeral, estas rochas emprázanse a favor da foliación ou clivaxe do "Ollo de Sapo" (Fig. 8) é o que tecnicamente se coñece como intrusión paraconcordante. Figura 18
Figura 6 Figura 9 39
5.3. Praia de San Román ou Areagrande Concello: O Vicedo (Lugo). Grado de interese: 3 Punto con interese petrolóxico, tectónico e mineralóxico. Nas inmediacións desta praia existe unha ampla variedade litolóxica, de Leste a Oeste, atópanse cuarcitas, lousas-filitas, metagrauvacas e xistos respectivamente. Todas elas pertencen ao Dominio xeolóxico do Ollo de Sapo. As cuarcitas e lousas desenvolven unha costa acantilada con importantes desniveis (Fig. 9), na marxe dereita da praia. As cuarcitas, de cores claras, áchanse en niveis bastante potentes entre as lousas, que son pola contra de cores grises e mouras (Fig. 10). Tanto cuarcitas como lousas mostran de forma habitual "tintados" avermellados e amarelentos (Fig. 11) pola oxidación de sulfuros de ferro, especialmente pirita. Tamén son moi frecuentes nesta formación as dobras (Fig. 12) e as fallas, así como finos bandeados composicionales. Frecuentemente estas lousas conteñen niveis masivos de óxidos de ferro en forma de magnetita, hematite e goethita, e que no pasado foron explotados nas famosas minas da Silvarosa, Choupín, Galdos e Bravos. En ocasións pódense atopar concentracións significativas destes óxidos tanto na praia coma no sistema dunar (Fig. 13). Habituais nos niveis cuarcíticos son as morfoloxías alveolares (haloclastia), como consecuencia dos efectos erosivos que ten o salseiro mariño nas rochas.
Figura 9
Pola súa banda, na marxe esquerda afloran metagrauvacas e xistos pertencentes á Formación "Ollo de Sapo", e en consecuencia, a costa é menos acantilada debido a que son litoloxías máis doadamente erosionables, sobre todo as metagrauvacas (Fig. 14). As rochas xistosas caracterízanse por mostrar un contido especialmente abundante en porfidoblastos de seixo cunha cor moi azulada (Fig. 15), é o que popularmente dá nome a esta formación. A causa da devandita coloración foi motivo de debate, inicialmente pensábase que as impurezas de titanio ou inclusións de rutilo no cuarzo eran a explicación, pero estudos posteriores indicaron que a presenza de dislocacións ou imperfeccións na rede cristalina do cuarzo eran as verdadeiras responsables da cor.
Figura 10 40
Figura 11
Figura 13
Figura 12
Figura 14 41
Figura 15
42
5.4. Punta Socastro Concello: O Vicedo (Lugo). Grado de interese: 3 Punto con interese mineralóxico, petrolóxico e xeomorfolóxico. Neste punto afloran lousas negras ordovícicas da Formación “Lousas de Luarca” pertencentes ao Dominio do Ollo de Sapo. En asociación con estes materiais áchanse mineralizacións de óxidos de ferro, principalmente magnetita (Fig. 16). Son corpos descontinuos e concordantes coas lousas (Fig. 17), recoñecibles polas típicas alteracións e oxidacións meteóricas de cores amarelas (Fig. 18) e vermellas. Ocasionalmente obsérvanse costras brancas de sulfatos, por meteorización de sulfuros de ferro, como a pirita, que tamén pode aparecer nos niveis mineralizados. Nas antigas minas da Silvarosa, Choupín, Galdos e Bravos explotáronse unhas mineralizacións de ferro moi semellantes a que se atopan neste lugar, posto que en realidade son a súa prolongación cara o sur. Outro aspecto destacado é a presenza de diques de aplitas, de cores amarelos (Fig. 19) e compostos esencialmente de seixo, feldespato potásico e moscovita. Cabe indicar tamén que estes corpos dispóñense de forma paraconcordante nas lousas negras do Ordovícico medio (Fig. 20). Figura 17
Figura 16 Figura 18 43
Figura 19
Figura 20
44
Figura 21
5.5. Praia de Covas Concello: Viveiro (Lugo). Grado de interese: 2 Punto con interese tectónico, petrolóxico e xeomorfolóxico A praia de Covas atópase no extremo esquerdo da ría de Viveiro. Unha ría alongada e estreita, franqueada a ámbolos dous lados por montañas e cunha orixe claramente ligada a unha grande estrutura xeolóxica, a falla de Viveiro. Esta falla representa unha salientable cicatriz no terreo, orixinada na etapa de colapso do oróxeno Varisco fai aproximadamente 290 millóns de anos, como consecuencia do cese dos esforzos compresivos. A falla de Viveiro é unha falla de tipo normal, o bloque elevado correspóndese coa marxe dereita da ría, na que se encontran granitoides e migmatitas. Mentres que o bloque afundido, marxe esquerda da ría, o constitúen lousas negras, cuarcitas e filitas, como é o caso da praia de Covas. A falla de Viveiro representa un límite xeolóxico de primeira orde no Noroeste da Península Ibérica, xa que separa rochas de natureza e orixe moi distintas, debido a que o salto de falla é da orde duns 10 quilómetros. Constitúe polo tanto, o límite entre a Zona Centroibérica e a Zona Asturoccidental Leonesa. A costa occidental ou louseira (Fig. 21), caracterízase por ser moi acantilada, de fortes pendentes e con numerosos desprendementos (Fig. 22). Ademais é moi recortada, con abundantes enseadas (Suegos), promontorios (Abrela) e pequenas calas (A Cuncha). Pola súa banda, a costa oriental ou granítica (Fig. 23), caracterízase por ser pouco acantilada ou de menor pendente que a anterior, noutras palabras, é máis estable. En xeral, a liña de costa é suave, con abundantes illotes (Insua da Area), baixos no mar e importantes enseadas, que deron lugar ao desenvolvemento de praias (Area) e sistemas dunares (Esteiro).
Figura 22
Outro aspecto a destacar da ría de Viveiro é o efecto que está a producir o espigón do porto pesqueiro de Celeiro sobre a dinámica litoral, e en consecuencia, vese seriamente afecta a praia de Covas. O espigón está a ocasionar un cambio na morfoloxía da praia, debido a unha modificación no fluxo e dirección de transporte da area. Esta móvese dende a zona de erosión (Os Castelos) á zona de sombra ou acumulación (río Landro), facendo que a praia creza máis no extremo dereito desta (Fig. 24), onde a cantidade de area almacenada é moi superior.
45
Figura 23 Figura 24 46
5.6. Praia de Esteiro Concello: Xove (Lugo). Grado de interese: 2 Punto con interese petrolóxico e mineralóxico Na marxe dereita da praia de Esteiro pódese ollar a presenza dunha gran variedade de rochas, tanto en orixe coma en composición. Por un lado atópanse rochas metasedimentarias silíceas e carbonatadas orixinadas por un intenso metamorfismo durante o Cámbrico-Proterozoico (Fig. 25). O outro gran grupo de rochas son as magmáticas, constituídas por granitos, granodioritas, pegmatitas (Fig. 26) e rochas ultramáficas (Fig. 25), xeradas durante o Carbonífero-Pérmico. O feito de que se atopen nun mesmo lugar, o que é moi pouco habitual, e que se produzan reaccións químicas entre os distintos tipos de rochas (metasomatismo), fan da Praia de Esteiro un afloramento excepcional. O fenómeno de interacción entre as rochas ígneas e as rochas metasedimentarias carbonatadas é coñecido co nome de skarn, o que dá lugar ao desenvolvemento de rochas calcosilicatadas (Figs. 27 e 28). Estas rochas encóntranse constituídas esencialmente por granate, piroxeno, anfiboles, plaxioclasa, epidota e carbonatos. De forma accesoria, titanita, apatito, pirita e circón. Cando a interacción prodúcese entre as pegmatitas e as rochas ultramáficas (Fig. 29) (peridotitas e piroxenitas) fórmase unha pequena banda monominerálica de flogopita (Fig. 30), que excepcionalmente podería conter esmeraldas, sempre e cando a pegmatita fose portadora de berilo.
Figura 26
Figura 25
Figura 27
47
Figura 27
Figura 28
Figura 27 48
Figura 29
Figura 30 49
5.7. Praia de Muiñelo Concello: Xove (Lugo). Grado de interese: 2 Punto con interese petrolóxico e mineralóxico En ambas as dúas marxes desta pequena enseada do concello de Xove obsérvase un desenvolvemento significativo de rochas pegmatíticas, é o que se coñece co nome de campo pegmatítico. Este atópase constituído por pegmatitas (Fig. 31), aplitas (Fig. 32) e pegmoaplitas (Fig. 33), que mostran variacións importantes de espesor e composición, así como na relación espazo-temporal. Este campo pegmatítico áchase emprazado na denominada Granodiorita de Viveiro (Figs. 32 e 34), conxunto ígneo constituído principalmente por granodioritas e tonalitas, aínda que tamén existe a presenza de pequenos afloramentos de rochas ultramáficas (Fig. 35) entre Punta Meitón e a praia de Esteiro. De forma ocasional na marxe esquerda de Muiñelo é posible observar que algún dos corpos pegmatíticos corta a estas rochas ultramáficas (Fig. 36). As pegmatitas están formadas maioritariamente por seixo, feldespato potásico e moscovita, e de forma accesoria por turmalina, apatito, granate, biotita, berilo e sulfuros. Con frecuencia presentan unha zonación, é dicir, existe unha variación mineralóxica entre as distintas partes do filón, normalmente diferénciase unha zona de núcleo e unha zona de bordo (Fig. 31). Nesta última zona é habitual observar un crecemento en peite dos cristais, xa que estes mostran unha disposición perpendicular respecto á parede do corpo pegmatítico.
Figura 32
En Muiñelo tamén son moi frecuentes as pegmoaplitas (Fig. 33), é dicir, un corpo constituído por bandas pegmatíticas e bandas aplíticas, debido a que se producen cambios importantes na nucleación e na velocidade de arrefriamento. Que se forme unha pegmatita ou unha aplita depende unicamente destes dous factores. Figura 31
Figura 33 50
5.8. Punta Roncadoira Concello: Xove (Lugo). Grado de interese: 2 Punto con interese xeomorfolóxico e petrolóxico En Punta Roncadoira afloran tamén granitos de dúas micas (Figs. 37 e 38) pertencentes ao Macizo de San Cibrao, constituído por granitoides de tipo S. É dicir, orixinados a partir da fusión de materiais de orixe sedimentaria, e polo tanto son moi ricos en aluminio e sílice. Na marxe esquerda da costa é moi frecuente a presenza de abundantes corpos de pegmatitas e aplitas que cortan aos granitos con distintas orientacións (Fig. 39), é o que se coñece co nome de campo pegmatítico. Este orixinouse como consecuencia da evolución magmática do sistema granítico, e polo tanto todos eses corpos representan o fundido residual do proceso de diferenciación.
Figura 38 Figura 37
Figura 39
51
5.9. Punta Morás Concello: Xove (Lugo). Grado de interese: 2 Punto con interese xeomorfolóxico e petrolóxico Neste lugar afloran granitos de dúas micas do Macizo de San Cibrao. Cunha composición mineralóxica composta principalmente de seixo, feldespato potásico, moscovita e plaxioclasa. Do mesmo xeito é moi salientable a presenza de abundantes diaclasas nos granitos, resultado da descompresión que sufriron despois do seu emprazamento na Codia terrestre, o igual que outras rochas ígneas intrusivas. Este feito da lugar ao desenvolvemento dunha paisaxe de bolos coa típicas estruturas de meteorización coma son os taffonis, pías, canaladuras, etc (Figs. 40, 41, 42 e 43).
Figura 41
Figura 40
Figura 42 52
Figura 43 53
5.10. A Marosa Concello: Burela (Lugo). Grado de interese: 2 Punto con interese petrolóxico e mineralóxico Na contorna da praia da Marosa, pertencente ao concello de Burela, afloran granitos de dúas micas do Macizo de San Cibrao (Fig. 44). Eiquí os granitos mostran un maior contido en diaclasas produto da descompresión que sofren algunhas rochas ígneas intrusivas despois do seu emprazamento na Codia terrestre. Moitas destas diaclasas dispóñense en grupos ou familias, e neste lugar ademais ortogonalmente (Figs. 45 e 46). Isto ocasiona que os granitos mostren un diaclasado cunha morfoloxía en cuadrículas moi característica. Do mesmo xeito, estes granitos de dúas micas levan asociados diques de aplitas e pegmatitas que os cortan (Fig. 47). Tanto as aplitas como as pegmatitas orixínanse nas etapas finais da diferenciación magmática, e polo tanto constitúen o fluído residual do sistema granítico. Normalmente son rochas ricas en elementos incompatibles coma Rb, Cs, Li, Sn, Be, etc. que nalgúns casos poden chegar a constituír un recurso mineiro de gran interese económico. Figura 44
Figura 46
Figura 45
Figura 47
54
5.11. Porto de Burela Concello: Burela (Lugo). Grado de interese: 1 Punto con interese tectónico e petrolóxico O Porto de Burela constitúe un punto de interese destacado na treito litoral estudiado. Nos noiros das inmediacións do porto pesqueiro atópase por unha banda o contacto entre os granitos de dúas micas do Macizo de San Cibrao e as cuarcitas cámbricas do Xistral, equivalentes ás cuarcitas superiores do Grupo Cándana. E por outra banda, nas cuarcitas cámbricas, é salientable a afloramento dun tren de dobras métricos apertados e verxentes ao Leste (Figs. 48 e 49). Da cordo coa clasificación de Ramsay, son dobras de tipo 3. Éstas orixináronse durante a primeira fase de deformación varisca (D1) e posteriormente son chafados polo cabalgamento do Manto de Mondoñedo. Destaca tamén a presenza de boudins nos niveis máis competentes (Fig. 50), xerados por réximes extensionais durante a D1. O achado ocasional de estruturas sedimentarias previas coma son as estratificacións cruzadas (Fig. 51), permite identificar a polaridade dos estratos e polo tanto a súa disposición normal ou invertida. Neste mesmo tren de dobras do porto de Burela pódense atopar fenómenos de flexural-slip que afectan ás capas pregadas previamente. Sobre estes materiais cámbricos intensamente pregados dispóñense os depósitos da rasa cantábrica (Fig. 52), o contacto entre ambas formacións xeolóxica é unha discordancia angular, perfectamente visible na zona do Castrelo (Fig. 53). Os materiais que constitúen a rasa son principalmente orto- e paraconglomerados con intercalacións de areas e arxilas, procedentes da erosión do continente, é dicir, depósitos aluviais e coluviais. Establecéuselle recentemente unha idade arredor de 1 millón de anos.
Figura 48
Figura 49
55
Figura 50
Figura 51
Figura 52
Figura 53 56
5.12. Praia de Areoura Concello: Foz (Lugo). Grado de interese: 2 Punto con interese tectónico e petrolóxico A marxe esquerda da praia de Areoura está constituída por cuarcitas cámbricas (Fig. 54), equivalente estratigraficamente ás cuarcitas superiores do Grupo Cándana, e que forman parte do dominio xeolóxico coñecido co nome de Xanela Tectónica do Xistral. Pola contra na marxe dereita, afloran outro tipo de rochas moi distintas (Fig. 55), son xistos intensamente deformados por unha salientable cizalla asociada ao cabalgamento basal do Manto de Mondoñedo. E orixinada durante a segunda fase de deformación varisca (D2). Estes materiais forman parte da Serie de Vilalba e son de idade precámbrica. Posto que mostran unha intensa foliación por deformación dúctil (Fig. 56), coñéceselles co nome de filonitas. Un dos seus rasgos máis significativos é a presenza de planos S-C (Fig. 57), con uns sigmoides que determinan de novo y sentido de movemento dextro.
Figura 55
Este cambio tan salientable entre os materiais de ámbalas dúas marxes da praia pon de manifesto que Areoura e a zona de contacto entre a Xanela Tectónica do Xistral e o Manto de Mondoñedo.
Figura 56
Figura 54
Figura 57 57
5.13. Punta da Camposa Concello: Foz (Lugo). Grado de interese: 2 Punto con interese tectónico e petrolóxico Neste punto do litoral próximo a Cangas de Foz aflora unha alternancia de xistos e cuarcitas (Fig. 58) do Cámbrico inferior pertencentes ao tramo basal do Grupo Cándana. O principal tipo de deformación que afecta a estes materiais é dúctil, e está asociada unicamente á segunda fase de deformación varisca (D2), que orixina a zona de cizalla basal do Manto de Mondoñedo. Tanto a estratificación (S 0) coma o clivaxe (S1) atópanse basculadas cara o Leste, por efecto da terceira fase de deformación varisca (D 3), que da lugar a grandes dobras con planos axiais verticais que repregan ás orixinadas na primeira fase de deformación varisca (D1). Esta situación coñécese co nome de interferencia de dobras.
Figura 60
Sen dúbida algunha as estruturas máis representativas da D2 son as dobras en vaina (Figs. 59 e 60), que constitúen un bo exemplo de como unha rocha pódese dobrar plasticamente varios veces o seu tamaño inicial sen racharse. Este tipo de estruturas recoñécense moi ben polas súas seccións circulares ou con forma de ollo (Fig. 61). Pero tamén asociadas a esta zona de cizalla existen outras estruturas coma dobras oblícuas (Fig. 62), lineación ou estiramento mineral, planos C´ ou unha xistosidade con microdobras.
Figura 58
Figura 59
Figura 61
Figura 62
58
5.14. Praia de Benquerencia Concello: Barreiros (Lugo). Grado de interese: 2 Punto con interese tectónico e petrolóxico Na praia de Benquerencia atópanse cuarcitas, lousas e filitas (Fig. 63) das Capas de Transición (Cámbrico Inferior), onde o máis salientable é a presenza de dobras orixinadas durante a primeira fase de deformación varisca (D1), de plano axial subhorizontal, é dicir, son dobras deitadas (Fig. 64), co característico engrosamento nas charnelas e cun ángulo entre flancos máis ben pequeno. Da cordo coa clasificación de Ramsay son dobras de tipo 4 e 5. É frecuente atopar estruturas sedimentarias previas, que permiten determinar a polaridade da secuencia estratigráfica. Do mesmo xeito obsérvase a relación entre os planos de estratificación (S0) e clivaxe ou foliación tectónica (S1), que nalgúns casos forman un ángulo próximo a 90o (zona de charnela) ou ben existe un pequeno ángulo entre elas (zona de flanco).
Figura 65
Pero tamén existen outras estruturas salientables como boudinage e mullions. O primeiro orixínase por esforzos extensivos que afectan as capas máis competentes, mentres que os mullions (Fig. 65) fórmanse como consecuencia da apilamento de varias dobras que expulsan ás capas menos competentes. Outro elemento xeolóxico chamativo desta praia é a presenza de corpos ígneos de natureza félsica, noutras palabras, diques aplíticos tardíos compostos principalmente de seixo, plaxioclasa, feldespato potásico, moscovita e biotita. Estes corpos poden dispoñerse ben de forma paraconcordante (sills) (Fig. 66) ou ben a través de fracturas (Fig. 67) que cortan os estratos de cuarcitas e lousas das Capas de Transición.
Figura 63
Figura 64
Figura 66
Figura 67 59
5.15. Punta Corveira-Punta do Castro Concello: Barreiros (Lugo). Grado de interese: 2 Punto con interese tectónico e petrolóxico Este punto de observación é moi similar ao presente na praia de Benquerencia, onde de novo afloran cuarcitas, lousas e filitas das Capas de Transición (Cámbrico Inferior), destaca por unha lado a presenza dun anticlinal deitado orixinado durante a primeira fase de deformación varisca (D1), e polo tanto cun plano axial subhorizontal (Fig. 68), onde a estratificación (S 0) e o clivaxe (S1) forman un ángulo próximo a 90o. Da cordo a clasificación de Ramsay é unha dobra de tipo 4. Estas estruturas están ocasionalmente deformadas por dobras suaves de plano axial vertical e pertencentes á terceira fase de deformación varisca (D3). E por outra banda, destaca a intrusión de corpos subhorizontais de rochas félsicas (aplitas), de cores moi brancas que cortan normalmente aos materiais das Capas de Transición (Figs. 68 e 69), aínda que tamén poden dispoñerse de forma paraconcordante, é dicir, en forma de sills (Figs. 69, 70 e 71). Estruturalmente por embaixo dos diques aplíticos atópanse uns niveis de rochas moi bandeadas denominadas albititas (Figs. 72 e 73). Estas orixináronse por efecto dun intenso metasomatismo sódico sobre rochas metamórficas previas. Na actualidade estas litoloxías son obxecto de explotación a uns 1,5 quilómetros ao norte de San Cosme de Barreiros, para a elaboración de produtos cerámicos.
Figura 70
Figura 71
Figura 68
Figura 69
Figura 72
60
Figura 73 61
5.16. Praia de Arealonga Concello: Barreiros (Lugo). Grado de interese: 3 Punto con interese mineralóxico No extremo oriental da praia de Arealonga son frecuentes as acumulacións de minerais pesados (Figs. 74 e 75), especialmente nos meses de inverno e primavera, cando a dinámica mariña acumula unha menor cantidade de area na praia. Estas acumulacións coñecidas tamén como areas negras están compostan principalmente de granate, magnetita, ilmenita, epidota, andalucita, estaurolita, turmalina, circón e apatito (Fig. 76). A maior parte destas fases minerais non están presentes nas rochas da contorna da praia, e polo tanto son materiais que proceden de zonas máis alonxadas. Dado que a dinámica litoral desta costa vai de Oeste a Leste, o máis probable é que o area fonte dos minerais pesados sexa a zona da Toxiza (O Valadouro-Alfoz) ou de Burela, onde afloran granodioritas e granitos respectivamente, que si conteñen boa parte deste minerais.
Figura 75
Figura 74
Figura 76 62
5.17. As Catedrais-Esteiro Concello: Ribadeo (Lugo). Grado de interese: 1 Punto con interese xeomorfolóxico, tectónico e petrolóxico Este lugar de interese representa un pequeno treito litoral de aproximadamente 2 quilómetros, dende As Covas (Esteiro) ata a Praia de Augas Santas. Nel aflora unha sucesión de cuarcitas e lousas cámbricas (Fig. 77) que pertencen á Serie dos Cabos, salientable formación siliciclástica de ata 3500 metros de potencia. O longo deste percorrido é posible ollar as 4 etapas (evolución completa) do proceso erosivo que da lugar aos famosos arcos mariños. Así coma os distintos elementos xeomorfolóxicos que o constitúen, as fracturas na rocha, furnas (Fig. 78), covas, ollos, túneles rochosos, arcos (Fig. 79) e tamén illotes. Na parte alta do cantil, a carón dos arcos rochosos máis coñecidos, aprécianse moi ben os tres compoñentes que en maior medida facilitaron a súa xénese. É dicir, a foliación tectónica ou clivaxe disposto subhorizontalmente, a rede de pequenas fracturas verticais e a presenza de salientables zonas de falla. Na zona de As Covas (Esteiro) é destacado o afloramento de diabasas (Fig. 80), rochas subvolcánicas máficas, que rechean a zona de falla que deu lugar a un arco rochoso. En mostra de man son litoloxías de cor verdosa e compostas principalmente de piroxeno, anfibol e plaxioclasa. Do mesmo xeito son salientables distintos exemplos de formas alveolares (haloclastia) (Fig. 81), consecuencia dos procesos de meteorización do rochedo litoral, neste caso relacionados co salseiro mariño. En ocasións atópanse tamén boas mostras de erosión diferencial e de formación de costras de ferro.
Figura 79 Figura 77
Figura 78 63
Figura 80
64
Figura 81 65
5.18. Praia de Illas Concello: Ribadeo (Lugo). Grado de interese: 2 Punto con interese tectónico e petrolóxico Nesta praia ao igual que na praia de Augas Santas (As Catedrais) os materiais que constitúen os cantís son cuarcitas e lousas (Fig. 82) da Serie dos Cabos. Potente formación siliciclástica do Cámbrico superior, é dicir, arredor dos 480 millóns de anos. Estas litoloxías orixináronse nun ambiente de plataforma mareal ou foreshore. En Illas tamén é posible achar distintos elementos xeomorfolóxicos do proceso erosivo que está a modelar este treito litoral da Mariña, coma son as fallas e fendas na rocha, furnas, ollos, arcos, túneles rochosos e illotes. Recentemente un dos arcos rochosos que preside a praia colapsou en debido ao efecto dos últimos temporais mariños. Na contorna desta praia, especialmente nalgunha das paredes do cantil ou nos illotes, existe estruturas xeolóxicas que se orixinaron en ambientes tectónicos moi diferentes; por unha banda, estruturas de comportamento fráxil, fallas e fendas (Fig. 83); de comportamento dúctil, dobras (Fig. 83); e estruturas da transición fráxil-dúctil, kink-bands (Fig. 84) e boudinage (Fig. 85).
Figura 83
Figura 82
Figura 84 66
Figura 85
67
5.19. Praia de Porto Concello: Ribadeo (Lugo). Grado de interese: 2 Punto con interese tectónico e petrolóxico En Porto destaca a presenza de dous materiais moi diferentes en ámbalas dúas marxes desta pequena praia. Na marxe dereita atópanse cuarcitas e lousas, pertencentes a unha potente formación siciclástica de idade cámbrica, e coñecida co nome de Serie dos Cabos, que tamén aflora noutros lugares próximos coma nas praias de Illas, Esteiro e Augas Santas. Estes materiais áchanse intensamente fracturados e afectados tamén por outras estruturas tectónicas, coma son os kink-bands (Fig. 86). Neste lugar ademáis, a estratificación (S0) e a foliación tectónica o clivaxe (S1) son coindentes, o que quere indicar que achámonos en zona de flanco , neste caso dunha dobra deitada. Pola contra, na marxe esquerda ollamos rochas cunha cor verdosa (Fig. 87) ou amarela (Fig. 88), en función do grado de alteración, que se clasificación coma diabasas (rochas subvolcánicas), debido a que estan compostas esencialmente de piroxeno, anfibol e plaxioclasa. A súa natureza ígnea ponse de manifesto pola presenza de diaclasas que orixinan a típica meteorización en capas concéntricas ou en cebola (Fig. 89). Estas rochas intrúense en forma de sills dentro dos materiais cuarcíticos. Do mesmo xeito, a súa presenza condiciona en gran medida a composición mineralóxica das areas desta praia. De gran interese é tamén o depósito recente que fosiliza unha antiga superficie de erosión. Este depósito de orixe cuaternaria caracterízase pola presenza de material coluvial (Fig. 90).
Figura 88
Figura 89
Figura 87
Figura 86 Figura 90 68
5.20. Ollo longo-Rinlo Concello: Ribadeo (Lugo). Grado de interese: 1 Punto con interese tectónico e xeomorfolóxico Neste treito litoral de apenas 2,5 quilómetros entre Punta Corveira e a Enseada de Coedo, existen varias cetarias (Figs. 91 e 92) que estaban en funcionamento ata fai uns poucos anos. Estas construcións aproveitaron a morfoloxía dos cantís, o que facilitou en gran media tanto a súa instalación como o seu funcionamento. A toponimia do lugar “Ollo” fai referencia a presenza de varios furados verticais no terreo (Figs. 93 e 94). Estes ollos ou bufadeiros son o resultado do colapso de túneles rochosos xenerados pola erosión mariña. Tamén nos materiais que constitúen o cantil son habituais os fenómenos de haloclastia, que dar lugar a morfoloxías alveolares nas rochas. Do mesmo xeito dende este lugar pódese ollar unha excelente panorámica da rasa (Fig. 95) e os seus diferentes niveis. A rasa representa unha superficie achairada, lixeiramente basculada cara o mar, que ten asociados distintos depósitos cuaternarios, cunha idade estimada de 1 millón de anos. Estes depósitos están constituídos por orto- e paraconglomerados con intercalacións areosas e/ou arxilosas, de orixe aluvial e coluvial fundamentalmente. Son materiais procedentes da erosión dos sistemas montañosos máis próximos á costa. Esta superficie de rasa é característica e representativa do litoral norte da provincia de Lugo, dende Burela ata Ribadeo, aínda que continua cara o Leste ata as inmediacións de San Vicente de la Barquera (Cantabria). De forma habitual, pódense atopar moi bos exemplos de estruturas de deformación fráxil-dúctil, coma son os kink-bands (Fig. 96 e 97), e especialmente nos niveis de lousas e filitas da Serie dos Cabos. Figura 95
Figura 91
Figura 92
Figura 93
Figura 94
Figura 96 69
Figura 97
70
5.21. Enseada do Loureiros Concello: Ribadeo (Lugo). Grado de interese: 2 Punto con interese tectónico e petrolóxico O igual que noutros lugares xa descritos do litoral de Ribadeo coma a praia de Augas Santas, Esteiro, Illas ou na costa de Rinlo afloran cuarcitas e lousas do Cámbrico Superior. Estes materiais forman parte da Formación Serie dos Cabos, que ten unha potencia máxima de 3500 metros. A intensa deformación dúctil a que foron sometidas estas rocas vese reflexada na presenza de abundantes dobras (Fig. 98), unha boa parte delas con morfoloxía en m (Fig. 99). Pero tamén existen importantes zonas de fracturas (deformación fráxil) que son visibles en diferentes puntos desta enseada (Fig. 100). A diferenza doutros lugares emprazados máis cara o Oeste, na enseada do Loureiro a estratificación dos materiais (S0) forma un ángulo de 90o (ou próximo a el) coa foliación tectónica ou clivaxe (S1) (Fig. 101), o que indicaría que atopámonos na zona de charnela, neste caso dunha gran dobra deitada. Este feito vese apoiado pola presenza das dobras en m, que tamén son características das zonas de charnela. Do mesmo xeito, nesta enseada son frecuentes os exemplos de erosión diferencial, dado que as cuarcitas son máis resistentes que as lousas (Fig. 99). Tamén existen fenómenos de haloclastia, pola combinación de procesos de humectación – desecación das rochas. Neste mesmo punto obsérvanse igualmente vestixios do período cuaternario en forma de depósitos coluviais.
71
Figura 98 Figura 100
Figura 99
Figura 101 72
6.– Valores xeomorfolóxicos Nas costas rochosas operan un conxunto de procesos a principal característica dos cales, en comparación cós sectores sedimentarios, son as maiores escalas de tempo de operación e maior lentitude de cambio. As ondas mariñas, mareas, e litoloxía. determinan qué proceso ou conxunto de procesos son os dominantes, e cando e cómo funcionan, aínda que a miúdo, dada a interacción existente entre tódolos elementos do sistema litoral, resulta difícil individualizaos. 6.1.– Os procesos nas costas rochosas Os efectos que as ondas teñen sobre as rochas son os responsables da erosión mecánica, na que os procesos principais son a abrasión, a cavitación, e os arranques e roturas. Esta erosión, producida directamente por un axente mariño, produce a súa vez outros fenómenos de erosión e inestabilidade que se desenvolven nas vertentes superiores, non atacadas directamente polo mar. A abrasión é un mecanismo erosivo moi efectivo, pero que precisa a existencia de material solto que poda ser movilizado, sexan areas, gravas, cantos ou grandes bloques. Si sobre unha plataforma ou ó pé dun acantilado existe material solto, as ondas poden moviliza-lo, de xeito que choca ou roza contra á rocha, producindo o seu desgaste e pulido, ou pondo en marcha procesos de cavitación. Para que se produzca iste último proceso, a topografía en detalle do sector ten que ser axeitada para impedir a evacuación dos cantos atrapados nas pozas, polo que tenden a desenvolverse en áreas con escasa pendente, como as plataformas litorais. Pola contra, cando non existen acumulacións de material solto, as ondas rompen liberando a enerxía directamente sobre a rocha, o que, como vimos, pode xerar grandes presións. A repetición de presión e descompresión vai debilitando a rocha a partir das diaclasas ou dos planos de esquistosidade, podendo producir arranques e desprendimentos. Pero os arranques tamén se poden producir en zonas de moi alta enerxía e con abundante material movilizable, que poda ser proxectado violentamente contra un escarpe e o impacto do cal rompa a rocha producindo dislocacións, ou simplemente pequenos arranques. Moi frecoentemente, tras un periodo de temporal, pódese ver nas áreas rochosas multitude de pequenas cicatrices de impactos, producidas ó ser golpeadas por moitísimos fragmentos soltos. Ademáis das accións das ondas sobre a zona intermareal e supramareal, no retroceso das costas rochosas interveñen mecanismos vinculados ós procesos continentais ou subaéreos, a importancia relativa dos cales ten especial relación co perfil topográfico, é decir coa altura do acantilado. A erosión basal é xerada de xeito directo pola acción da ondaxe, pero os movementos da vertente superior, por riba do alcance directo das ondas, poden deberse á acción de procesos subaéreos ou ser inducidos pola socavación basal. Ademáis, os modos e velocidade de retroceso non están somentes en función do ambente morfoxenético (réximen de ondas, rango mareal, etc...), senon tamién da presencia de materiais ó pe (praias, blocos...), do tipo de material, o seu grao de alteración, e de xeito especialmente importante da estructura. Moitos escarpes rochosos están tamén precedidos por amplas plataformas intermareais, que inflúen notablemente na distribución temporal e espacial dos procesos erosivos, xa que representan superficies con diferentes graos de rugosidade, amplitude e pendente, sobre as que se dispa a forza das ondas antes de acadar a base do acantilado ou escarpe rochoso. A presencia de material na base dun acantilado pode dar lugar a unha intensa erosión ó tratarse de material abrasivo, pero tamén poden constituir un elemento protector sobre o que se disipe a enerxía da ondaxe. Coma xa vimos, os materiais máis finos precisan dunha menor enerxía para ser movilizados, e incluso un exceso pode evitar a abrasión. Por outra banda, existe unha relación evidente entre o tamaño do material da praia e a pendente do material da base, que determina o xeito en que as ondas acadan a base do acantilado e polo tanto a enerxía potencial. Canto máis fino sexa o material, menor pendente terá a praia facilitando a disipación da enerxía das ondas, e pola contra, cun material groso a maior pendente xenera perfiles reflectivos e unha concentración da enerxía. Xa que en moitos casos os taludes de derrubios na base dos cantis débese principalmente á existencia de movementos en masa (derrumbes, deslizamentos...), de orixen subaéreo ou inducidos pola socavación basal, aínda que non é un factor determinante, a maior altura do acantilado pode supor un maior volúmen de material que se acumule na base.
73
6.2.- O papel da estrutura A meirande parte dos autores están de acordo en considera-los aspectos estructurais coma un factor de primeiro orden no retroceso de acantilados e escarpes rochosos e no modelado das plataformas litorais. A disposición das liñas de debilidade respecto á ondaxe incidente, ben sexan diaclasas, planos de estratificación ou esquistosidade establece a efectividade da acción das ondas (Fig. 26). Si as estructuras dispóñense perpendicularmente ó escarpe, os planos de debilidade tenden a permanecer constantemente expostos á acción das ondas, mentras que, conforme a orientación é máis paralela, a exposición será menor. A forma en planta da liña de costa pode, polo tanto, establecer variacións na velocidade e modo de retroceso nun tramo de costa, aínda mantendo o mesmo ambente enerxético e o mexmo contexto litolóxico. Este factor estructural é primordial na formación de determinadas formas erosivas como balmas, arcos e furnas Por outra banda, aínda que en contextos de rochas sedimentarias é moi usual que exista unha alternacia de capas resistentes e febles, nas rochas ígneas ou metamórficas os patróns de debilidade soen ser bastante máis complexos. Nas rochas graníticas, por exemplo, os principais planos de discontinuidade están constituidos por fracturas cunha xeometría ortogonal, pero con diferentes direccións e inclinacións, que dan lugar a variacións na velocidade e modo de retroceso. 6.3.- O balance entre procesos mariños e subaéreos A evolución morfodinámica a largo prazo das costas rochosas prodúcese pola alternancia de fases de predominio de procesos subaéreos e fases de predominio de procesos litorais, que se sobreimpoñen ás variacións a curto e medio prazo, xeradas pola formación de praias, taludes de derrubios, condicións da ondaxe, etc... As regresións mariñas representan un abandono das costas por parte dos procesos litorais, quedando sometidas a unha dinámica continental, como ocorreu durante o ultimo periodo glaciar, cando as condicións climáticas provocaron unha grande inestabilidade das vertentes, agora alonxadas do mar, producindo unha degradación das antigas formas costeiras, e a miúdo unha fosilización pola posta en marcha de procesos de transporte e sedimentación. Cando o nivel do mar volve a ascender, evacúa os materiais que fosilizaban o antigo acantilado, puidendo quedar colgados sobre o escarpe basal, configurando o que na literatura especializada chámanse acantilados de “vertente sobre parede” ou “cantís compostos”. Aínda que a degradación e retroceso das vertientes superiores pode producirse de xeito coetáneo coa existencia de procesos mariños, reflexando simplemente a existencia de intensos procesos de vertente, a meirande parte dos tramos acantilados que presentan a configuración de vertente superior convexa e un escarpe basal, son formas moi antigas, que han experimentado sucesivos periodos de abandono e reocupación pola dinámica mariña. Aínda que o termo acantilado tende a asociarse á formas modeladas sobre rocha, moitas veces os escarpes están formados precisamente sobre estes depósitos sedimentarios formados en épocas pasadas. O comportamento dos acantilados compostos de materiais sedimentarios depende fundamentalmente do tipo de facies, das discontinuidades existentes, da existencia de cementacións e do grao de cohesividade. En calquera caso, as súas características mecánicas fan que predominen os movementos en masa como modo de retroceso, reducíndose notablemente os procesos de arranque, e sendo a erosión basal un proceso inductor da inestabilidade superior. A cohesividade destes depósitos defínese pola presencia de materiais finos (limos e arxilas), polo que apriori as facies máis erosionables son xeralmente as máis grosas.
74
6.4.- A diversidade de tipos de cantís rochosos. O deseño dos cantis depende de factores estruturais. O buzamento dos estratos, a súa pendente e grao de exposición cara ao océano así como a súa orientación determinaron en, grande medida, a sua dinámica evolutiva e actual configuración. As diferenzas litolóxicas e a dinámica explican o modelado de detalle. Foi a partir das liñas de debilidade que presenta o rochedo, ben por mor de fracturas, e/ou dos planos de estratificación, onde a acción das ondas mariñas foron quen de penetrar e por en marcha os
procesos de retroceso diferencial da costa. Aínda que as diferenzas morfolóxicas entre eles son evidentes, existen dous problemas á hora de tipificalos: clasificar determinados sectores con fortes cambios de orientación e pendente por
basculamentos ou plegamentos; e establecer os límites de buzamento a partir dos que os cantís cambian o seu perfil. En función do buzamento dos estratos pódense diferenciar tres tipos de cantís: en rampa cara terra, verticais ou de rampa cara o mar ou extraplomados. 6.4.1.- En rampa: de vertente inclinada cara o mar Aparecen cando os estratos superan os 14º – 18º de inclinación cara o mar, desenvolvéndose rampas de desigual grao de efectividade na disipación de enerxía. Son perfís que non sofren fortes retrocesos, pois o impacto das ondas disipase ao esbarar poo dorso do estratol. O retroceso soe porse en marcha a favor de fracturas, aparecendo pequenas covas de desenvolvemento horizontal, a favor dos estratos e con profundidade oblicua. Por outra parte o bandeado de cuarcitas e lousas permitiu a apertura de ocos a partir do arranque de bloques, a favor dos estratos inclinados.
75
Un dos rasgos máis abundantes é a aparición dunha secuencia de saintes con forma de cúspide e a inexistencia dunha plataforma litoral subhorizontal ben desenvolvida. Segundo a intersección da rede de fractura e os planos de estratificación, así como a aparición en capas de materiais de diferente resistencia, desenvolvese de xeito desigual o escorregarmento ou caída de bloques inclinados, que utilizan a vertente lisa como superficie de desprazamento cara o mar. Aparecen neste caso formas graduadas oblicuas onde o mar rompe de maneira diferencial, propiciando o arranque de novos bloques. A inclinación da pendente favorece a proxección da lámina de auga cara o continente, posibilitando a aparición de balsas nas partes altas e intermedias do cantil. En virtude diso parece desenvolverse unha importante actividade erosiva relacionada coa haloclastia, fenómeno que se mostra moi efectivo ó longo da costa e que nestes casos desenvolve os seus efectos máis espectaculares . O proceso de degradación derivado da haloclastia se orienta de maneira preferente ó longo das liñas de debilidade estrutural. Non obstante, a suma dun buzamento superior ós 15º – 20º e a existencia dunha densa rede de fracturas, implica a aparición de sucesivos rochedos emerxidos con forte pendente nas súas diversas caras, separados da fronte costeira por unha depresión de fractura lonxitudinal que provoca que parte da enerxía mariña se disipe actuando como efectivo factor de protección para a costa interna .
76
77
6.4.2 Verticais Atópanse en relación á existencia de materiais moi meteorizados ou da presenza de estratos practicamente horizontais. Esta natureza propicia a posta en marcha de escorregarmentos ou desprendementos que son retraballados polo mar con relativa rapidez. A horizontalidade dos estratos da lugar a extensas plataformas estruturais. É frecuente pois a aparición de amplas plataformas subhorizontais que mostran o retroceso da costa e o nivel de actividade mariña.
En canto á inclinación mostrada polos acantilados, estamos falando de verticalidade estrita ou subverticalidade de extraordinaria pendente. Pero, lonxe de representar un ambiente homoxéneo, estas paredes mostran realmente certas irregularidades que é necesario comentar. Pode aparecer unha concavidade basal debida á acción da ondada e ó desgaste abrasivo dos materiais, efecto posible grazas á gran cantidade de elementos non consolidados que constitúen praias ou coídos intermareais. En áreas fortemente enerxéticas, esta concavidade pode ascender verticalmente alcanzando lugares que se atopan fóra do alcance intermareal e supralitoral inferior. Esta situación é factible pola notable frecuencia dos temporais. As orientacións do terceiro cuadrante son especialmente sensibles a este caso. Se os materiais son o suficientemente resistentes, é posible observar a presenza dunha balma de desigual grao de desenvolvemento, oscilando arredor do nivel medio de marea. En áreas con cantís cuxo perfil vertical se prolonga a maior profundidade que o nivel de marea baixa o ataque mariño efectivo queda limitado a unha franxa estreita, existindo en marea chea secuencias prolongadas de ondas estacionarias. Desenvólvense así interesantes exemplos de reflectividade en entrantes costeiros, e a súa multidireccionalidade leva consigo a aparición de patróns de ondada ortogonal.
78
A existencia de materiais diferentes, ou de estratos nitidamente contrastados permite, a partir da alteración e da acción mariña a existencia de caídas de bloques desgaxados dos paralelepípedos marcados olos planos de estratificación e a rede de fractura. A gravidade e as augas cocontinentais fan o resto, o que implica a aparición de extraplomos ou pequenas concavidades.
79
6.4.3.- Extraplomados Neles a inclinación dos estratos é cara o mar. Esta situación provoca que o perfil do cantil favoreza un aumento da acción hidráulica da voluta da onda e da bolsa de aire encerrada no seu interior, e que se transforme a enerxía mariña a modo de fortes vibracións ou mediante o desprazamento dos bloques menos estables da parede rochosa. A medida que a fronte se fai irregular, maiores son as probabilidades de caídas de bloques e maior é a superficie e o número de puntos de debilidade que ofrece a fronte rochosa ante o ataque mariño. É habi-
tual, pois, a aparición de extraplomos, a modo de repisas sucesivas en diferentes niveis. Estas soen modelarse nos materiais máis resistentes, principalmente cuarcitas neste caso, quedando os materiais pizarrosos a modo de fochas. Neste sentido, aparecen dous patróns a diferente escala. O primeiro, xeral, diferenza entrantes e saíntes en función da superposición dos bancos dos distintos materiais; o segundo, máis fino, selecciona por arranque e caída algúns estratos máis débiles dentro do mesmo tipo de rocha, favorecendo un serrado máis fino. Este denta-
do fino é tanto máis eficaz canto maior sexa a resistencia da roca, polo que é máis habitual ante a presenza de cuarcitas. A haloclastia semella adquirir certa importancia nas repisas, tanto máis se temos en conta que a disposición dos estratos e os eu enfrontamento á ondada favorecen a dispersión e proxección continental de salpicaduras e orballo mariño, que recalan nos planos horizontais ou inversos, aumentando a súa acción. A dinámica e evolución da fronte se realiza de abaixo cara arriba mediante impactos ou tremores. É dicir, que unha capa ou estrato volverase inestábel cando os inmediatamente inferiores foran arrancados. Os procesos de alteración, pola súa banda, e o impacto das augas continentais facilitan dito desgaxe 80
81
6.4.4.- Corredores Nunha costa tan afectada pola fracturación como a que se está a analizar, sempre adquire preponderancia o factor de rotura na explicación da dinámica litoral.
A acción mariña aproveita as zonas de debilidade para ir penetrando cara o interior do continente. En ocasións a acción directa xera un corredor sin fases previas. Noutras, como é posible ver en moitos lugares da costa, o corredor é o resultado finalo dunha evolución máis lenta que comeza coa apertura dunha furna e, posteriormente, cando cae o teito, van se formando os corredores.
82
6.4.5.– Plataformas litorais Trátase de formas achairadas que están asociadas aos cantís. Son o resultado do seu retroceso e a forma que presentan están en relación tanto ao tipo0 de rocha como dun xeito especial ao buzamento dos estratos e a fracturación. Cando o buzamento é horizontal ou subhorizontal domina unha maior planitude que cando se modelaron a partirtes de estratos inclinados. No primeiro caso a chaira é uniforme e so naqueles lugares onde a fracturación é intensa, abríronse pozas. Cando o buzamento aumenta tamén o fai a rugosidade da plataforma que presenta perfís en dente de serra. Son espacios de grande valor ecolóxico, e moi pouco coñecidos.
83
84
85
6.4.6.- As furnas
As covas, furnas ou covas en galego, son cavidades na fronte acantilada que se atopan no continente favorecidas por fracturas ou pola estrutura do rochedo en xeral, debido ó grao de meteorización dos materiais, cando non pola alternancia de rochas de diferente resistencia. Tradicionalmente aceptouse a acción mariña de impacto directo como factor principal do seu dinamismo, pero na súa evolución non se pode obviar a importancia da acción das augas continentais ou da bioerosión. Son diferentes elementos os que hai que valorar para entender a dinámica das furnas: tectónica, litoloxía, precipitacións, rede de drenaxe, meteorización física ou química, son palabras claves que se activan, en maior ou menor medida, e con desigual frecuencia para configurar cada exemplo de furna.
86
87
6.4.6,. Os ollos ou bufadeiros A progresiva apertura de furnas a partires de discontinuidades favorece o aumento da presión de auga no seu interior. O reiterado ataque das ondas xera un efecto de martelo neumático no teito que favorece a caída de materiais e a xénes de cúpulas como a que aparece abaixoa a dereita. Vo paso do tempo o teito cae aparecendo un ha abertura, un bufadeiro , pola ques ae a auga, especialmente en intres de temporal. A fase final é a apertura dun espazo circular que é coñecido popularmente na costa de Ribadeo como ollo.
Ollo de Rinlo
Ollo, arriba, e cúpula, abaixo, nas Catedrais
88
7.– Conclusións: Cartografía dos puntos de interés xeolóxico e xeomorfolóxico
Enseada de Cegoñas. O Porto. 89
90
91
92
93
94
95
96
97
98
99
100
101
102
103
104
105
106
107
108
109
Bibliografía consultada
Canosa, F. (2014). Mineralizaciones de Sn-Ta-Nb-Li-Be-Cs en el área de Ponte Segade (Norte de Galicia). Tese doutoral. Universidade de Oviedo, 245 pp. López Bedoya, J. e Pérez Alberti. (2007): La Costa de Ribadeo. In Pérez Alberti et al. Itinerarios Geomorfológicos por Galicia. Universidaede de Santiago/ Xunta de Galicia. Santiago de Compostela . Pp. 62. Mary, G. (1979): Évolution da bordure côtière asturienne (Espagne) du néogène à l’actuel. Thèse de Doctorat d’État, Tome I : 288pp + Tome II : illustrations. Université de Caen. Nonn, H. (1966): Les régions côtières da Galice. Étude géomorphologique. Paris, PUF, 591pp. Pérez Alberti, A.; López Bedoya, J. (2004): “Caracterización de playas de cantos y bloques (coídos) en el noroeste de la Península Ibérica”, in Procesos geomorfológicos y evolución costera, Actas da II Reunión de Geomorfología Litoral, Santiago de Compostela, junio de 2003: 371-401.
110