Inventario de recursos geol贸gicos y geomorfol贸gicos de la costa Cant谩brica de Galicia
Indice
1.- Objetivos
4
2.- Material
4
3.- Metodología.
4
4.- Descripción general del área
6
4.1.- Estaca de Bares-Ría de O 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 de O Castro
26
4.6.- Punta de O Castro-Ribadeo
29
5.- Valores geológicos
35
6.- Valores geomorfológicos
73
7.– Conclusiones: Cartografía de los puntos de interés
89
Bibliografía
110
Equipo redactor: FRANCISCO CANOSA MARTÍNEZ. Doctor en Geología. Universidad de Oviedo. AUGUSTO PÉREZ ALBERTI. Catedrático de Geografía Física. Universidad de Santiago.
1 Objetivos Evaluar la riqueza geológica y geomorfológica de la Costa de Ribadeo y su entorno. La zona analizada se extendió entre el Cabo de Estaca de Bares y la Ría de Ribadeo 2.- Material En la realización del trabajo se emplearon: Ortofotos PNOA 2011 Modelos digitales del terreno a escala 2x2m. Mapas geológicos IGME. Archivo fotográfico do POL. Archivo fotográfico personal. 3.- Metodología. 1.- Trabajo de campo del tramo de costa que se extiende entre el Cabo de Estaca de Bares y la Ría de Ribadeo. 2.- Trabajo cartográfico. 3.- Integración de los datos de un SIX mediante el uso de software ArcGis 10.2 (Licencia USC).
4.- Descripción general del área El sector de costa comprendido entre la Estaca de Bares y Ribadeo, que pertenece casi en su totalidad a la costa lucense, se caracteriza por su diversidad tanto a escala de detalle como en su conjunto. En el es posible diferenciar dos grandes tramos, desde el punto de vista topográfico. El primero se extiende entre la Estaca de Bares y Fazouro y presenta una linea de costa recortada, con profundos entrantes y salientes, unas veces configurando rías (O Barqueiro, Viveiro), otras ensenadas (Ensenada de la Regolada, Ensenada del Coido, Ensenada de Sucastro...), siendo frecuente la presencia de islotes y pequeñas islas cerca de la costa (Coelleira, Gaveira, Ansarón). El segundo tramo, comprendido entre Fazouro y Ribadeo, ofrece un trazado mucho menos sinuoso, a grandes rasgos rectilíneo, aunque en detalle también se encuentran frentes costeros recortados. En su extremo oriental aparece la Ría de Ribadeo.
4.1. Estaca de Bares-Ría de O Barqueiro. Estaca de Bares situada a 42º 50’ de latitud norte, es el punto más septentrional de Galicia. El cabo debuja una estrecha franja de tierra flanqueada por fuertes acantilados. Son espectaculares los que se elevan hacia la Ría de Ortigueira, muy especialmente entre Loiba y Espasante. Hacia el este, desde el cabo hasta la desembocadura del Sor la costa es una sucesión de acantilados bajos y pequeños arenales, frecuentemente anclados en el interior de estrechas ensenadas. En el fondo de la ría se emplaza la Playa de Arealonga, una barra que cierra la desembocadura del Sor.
En la margen oriental de la ría, entre Arealonga y la Punta Carneiro, los acantilados siguen dominando y en medio de ellos se abren calas, de fondo arenoso, caso de la de Xilloi, localizada entre Punta Cameiro y Punta Balseira.
La costa con acantilados y salientes rocosos dominan también frente a la Isla Coelleira y hacia la Ría de Viveiro: Punta de Campelo, Punta del Santo, Punta Lodelas. Un tramo marcado por la verticalidad en medio del que aparecen nuevas ensenadas dignas de visitar como la de a Pereira. Un sector muy interesante y bien conservado.
Playa de Arealonga
No abundan los arenales en este sector de costa. Únicamente en lugares concretos, allí donde existe un aporte de arena es posible encontrar pequeñas playas. Es el caso de la existente en la desembocadura del Sor o en Xilloi.
Playa de Xilloi
Punta de la Barra
As Laxes
4.2.- Ría de Viveiro. La ría de Vivero debuja un triángulo invertido, con una anchura máxima de unos ocho kilómetros, entre las puntas Cameiro y Punta del Faro, alcanza unos dos kilómetros de anchura. El islote de Gaveira se levanta en la parte occidental de la ría. En su interior continúan dominando por lo general los tramos de costa con acantilados y algún arenal, como el de Area, entre la Punta de Terra de Pedra y Punta de la Arnela, o el de Covas. Domina una costa con megaacantilados que tienen en común presentar una fachada marina con fuerte pendiente y un enlace con el continente que varía en función de la energía del relieve. Aparecen así acantilados con remate plano o con laderas de diferente inclinación. Se nota con claridad el paso de la zona dominada por rocas esquistosas, con numerosos planos de estratificación y buzamientos prácticamente inclinados, a aquellos lugares dominados por rocas graníticas. En Punta Sucastro que aparece abajo se ve con claridad como la dinámica de los acantilados está dominada por el buzamiento de los estratos y como al retroceder quedan aislados numerosos salientes. Isla Gaveira Punta Sucastro
San Romรกn y Coelleira
Punta de Insua
Ejemplo de acantilado vertical de remate plano en Esteiro. Se puede ver la diversidad litológica, el contacto entre rocas graníticas y metamórficas, y, muy especialmente la dinámica en la frente costera. Los desprendimientos, indicativo de los procesos de retroceso, se acumúlan en la base de los acantilados favoreciendo la génesis de un elemento de gran singularidad en Galicia: os coídos (pequeña ensenada con piedras)
Esteiro
Mui単elo
Allí donde se extiende una explanada costera, como en Vilachá, los acantilados son de remate plano. En este caso dominan coídos (ensenadas pequeñas asociados a formas en arco separados por estrechos salientes.
Vilachá
4.3.- Punta do Faro a Punta Roncadoira Entre la Punta do Faro y la Punta Roncadoira se estiran un conjunto de amplias ensenadas con predominio de la costa con acantilados, con excepción de la pequeña playa de Esteiro. Las puntas se convierten en buenos lugares desde donde contemplar las paisajes costeros: Punta do Faro, Punta Pardiñas, Punta Meitón, Punta Nansa…hasta llegar al faro de Punta Roncadoira, una de las áreas de gran interés tanto geológica como geomorlógicamente, más desconecidas del litoral gallego. Modelada sobre rocas graníticas intensamente fracturadas los acantilados presentan un perfil abrupto de fuertes pendientes. La presencia de rocas graníticas explica la existencia tanto de acantilados vertientes como de grutas marinas. El enlace entre la costa y la parte alta de las colinas se hace por medio de laderas con fuerte pendiente cortadas por fracturas. Su retroceso origina la existencia de grutas y corredores de gran belleza y propicia la existencia de pequeñas islas cerca de la costa.
Punta del Faro
Punta Nasa
Punta Roncadoira
Punta Roncadoira es sin duda uno de los lugares más hermosos de este sector de costa. Modelados sobre rocas graníticas los acantilados aparecen cortados por numerosas fracturas que facilitaron la apertura de corredores y grutas. De cerca es posible ver un conjunto de pilas y alveólos muy interesante a orillas de elementos litológicos de gran valor que se analizarán posteriormente.
Punta Roncadora
4.4.- Punta Roncadoira a Foz De Punta Roncadoira a Foz sigue dominando una costa rocosa con acantilados que apenas se abren en Portocelo, la Marosa, la Areoura o Nois. Cerca de la costa la isla de Ansar贸n. Los salientes se convierten en buenos lugares desde donde poder acercarse a los paisajes costeros.
Punta Medixa
Isla de Ansar贸n
Punta Arxente
4-5.-De Foz a Punta do Castro
Pasada la Playa de Altar la costa comienza a cambiar. En la base de los acantilados aparecen estrechos arenales que se extienden hasta la Punta del Castro, otro lugar singular por el encadenamiento de entrantes y salientes rocosos en medio de los que se abren peque単os arcos cubiertos de arena que enlazan con la de Esteiro.
Las Islas
Las Islas
Punta Corbeira
Punta del Castro
4.6. Punta del Castro-Ribadeo El sector que se extiende entre la Punta del Castro y la Ría de Ribadeo es sin duda el de mayor variedad, desde el punto de vista geomorfológico, de toda la costa cantábrica. La tipología de los acantilados está vinculada a factores estructurales, tanto del buzamiento de los estratos como de su orientación perpendicular o no hacia el mar sin olvidar la densidad de fracturas. El conjunto de fracturas y el buzamiento diferencial de los estratos ha generado una compleja red de entrantes y salientes. Se ve como el diseño general de la costa viene dado por fracturas 220º, 100º y 280º N. Por ejemplo, los arcos del sector oriental de Augasantas se abren por la combinación de fracturas 220º /180º N. Las grutas suelen seguir las direcciones 180º y 220º N aunque también existen otras con direcciones 140º o 280º N. Con frecuencia, el patrón de fracturas ha generado galerías que dieron lugar a bifurcaciones tanto en corredores como en las grutas y, por otra parte, han favorecido la génesis de columnas que quedaron aisladas.
Estuario del RĂo
5. Valores geológicos En el tramo del litoral estudiado entre Estaca de Bares y la Ría de Ribadeo, afloran mayoritariamente rocas del Paleozoico, es decir, con más de 300 millones de años. En aquel momento de la historia de la Tierra, la posición, número y tamaño de los continentes eran muy distintos de los actuales. Existían practicamente sólo dos supercontinentes, Laurusia en el norte y Gondwana en el sur, y separados por el océano Rheico. Entre los 400 y los 300 millones de años se produce el cierre del Rheico y en consecuencia la colisión, por obducción, entre ambos supercontinentes. Este hecho da lugar a la Panjea (un único continente) y la formación de una gran cordillera montañosa de más de 3000 kilómetros y con una altitud semejante al actual Himalaya, conocida como Orójeno Varisco u Orojenia Varisca. Debido a la dinámica terrestre este cinturón orojénico se encuentra en la actualidad muy desmembrado, en forma de macizos a lo largo de distintos continentes. Uno de esos macizos se halla en la Península Ibérica, conocido con el nombre de Macizo Ibérico, y representa el afloramiento más completo que hay en la actualidad del Orójeno Varisco. El Macizo Ibérico se dividió en seis zonas de acuerdo a las características geológicas (estratigráficas, estructurales, metamórficas y magmáticas) de los materiales presentes en ellas. Estas zonas del NE a SO son la Cantábrica, Asturoccidental Leonesa, Centroibérica, Galicia Trás-Os-Montes, Ossa-Morena y Subportuguesa. En el caso de las rocas que afloran en el tramo litoral estudiado, estas pertenecen bien a la Zona Asturoccidental Leonesa (ZAOL) o bien a la Zona Centroibérica (ZCI). La Zona Asturoccidental Leonesa se extiende desde el Antiforme del Narcea, en la zona central de Asturias, hasta la Falla de Viveiro. Por otra parte la Zona Centroibérica comprende todos aquellos materiales que se encuentran entre la Falla de Viveiro y el cabalgamiento basal del alóctono inferior o parauctoctono, en la zona de Loiba (Ortigueira). A su vez ambas zonas albergan diferentes dominios geológicos. En el caso de la ZAOL existen dos, el Dominio del Manto de Mondoñedo y el Dominio del Navia - Alto Sil, el límite entre ambos es el cabalgamiento basal del Manto de Mondoñedo. En el sector estudiado el Dominio del Navia - Alto Sil está representado únicamente por formaciones cuarcíticas del Cámbrico como la “Cuarcita del Xistral”. En el Dominio del Manto de Mondoñedo también predominan las formaciones cámbricas de materiales siliciclásticos (cuarcitas, pizarras, esquistos y areniscas) como son el “Grupo Cándana”, la “Serie de los Cabos” o las “Lousas de Luarca”. De la misma forma afloran materiales siliciclásticos del Neoproterozoico afectados por un intenso metamorfismo, que alcanza incluso la anatexia (migmatitas) y que forman parte de la “Serie de Vilalba”. Existen también, pero de menor entidad, formaciones carbonatadas del Cámbrico (calizas y dolomías) como la “Caliza de Vegadeo” o miembros dentro del “Grupo Cándana”. Respecto a la ZCI, en el área de estudio sólo se encuentra un dominio, el del Ollo de Sapo, que está constituído por una secuencia de materiales siliciclásticos del Ordovícico Inferior (cuarcitas y pizarras), representados en formaciones como las “Capas dos Montes”, la “Cuarcita Armoricana” o las “Lousas de Luarca”. Otro grupo de materiales también ordovícicos, pero de origen volcánico (ortogneises glandulares) y volcanoclástico (metagrauvacas y esquistos) se integran en la formación “Ollo de Sapo”, que sólo aflora en los núcleos antiformales. La Orogenia Varisca al igual que otras orogenias, se caracteriza por que las distintas formaciones geológicas asociadas a ella están afectadas por una deformación polifásica. En el Varisco se identificaron tres fases o etapas principales de deformación. -La primera fase de deformación (D1) dio lugar a la formación de pliegues geológicos inclinados o acostados vertientes al Este, que llevan asociado un clivaje o foliación tectónica (S1). La mayor parte de los pliegues geológicos presentes en este trecho del litoral están relacionados con esta etapa, como el anticlinal de Foz o el sinclinal de Nois. -La segunda fase de deformación (D2) originó el desarrollo de destacables cabalgamientos con estructuras asociadas como zonas frágiles-ductiles o de cizalla. Claros ejemplos de esta etapa son los cabalgamientos basales del Manto de Mondoñedo y del Alóctono inferior, que dan lugar al emplazamiento de los materiales que constituyen el Manto de Mondoñedo y Parautóctono respectivamente. Localmente puede aparecer también una foliación tectónica (S2). -La tercera fase de deformación (D3) generó grandes dobras de plano axial subvertical, y en menor medida, zonas de cizalla de carácter frágil-dúctil. Asociada a esta fase se encuentra un clivaje de crenulación (S3). El Antiforme del Ollo de Sapo es una estructura destacable de esta etapa de deformación. Existen también otras estructuras extensionales relacionadas con el colapso gravitacional de la corteza engrosada (colapso orogénico) como son zonas de cizalla extensionales o la formación de fallas normales o despegues. Estas estructuras tienen lugar a lo largo de la segunda fase de deformación varisca, en torno a los 315 millones de años. Después de la tercera fase, alrededor de los 290 millones de años, se producen de nuevo esfuerzos extensionales que originan importantes fallas normales como la de Viveiro o domos como el de Lugo.
En cuanto al metamorfismo, tradicionalmente en este sector de la ZCI se establecía un grado de metamorfismo de medias-bajas presiones y temperaturas (isograda del granate), especialmente en el núcleo del Antiforme del Ollo de Sapo, donde el metamorfismo es mayor. Sin embargo, Canosa (2014) determina la presencia de una paragénesis con cianita, y por lo tanto las nuevas condiciones metamórficas serían de altas presiones y medias-bajas temperaturas (isograda de la cianita-estaurolita). Por su parte en la ZAOL el metamorfismo muestra una zonación muy clara, de tal manera que el grado de metamorfismo disminuye progresivamente de Oeste a Este, desde la isograda de la sillimanita-ortoclasa hasta la isograda de la biotita. En buena parte del sector estudiado, pero en especial, en el extremo occidental son muy frecuentes las rocas ígneas. Las cuales pueden ser divididas en tres grandes grupos, granitoides sincinemáticas, granitoides postcinemáticas y rocas subvolcánicas. -Los granitoides sincinemáticos son aquellos cuerpos que se emplazaron durante el final de la primera fase de deformación varisca (D1) o a lo largo de la segunda fase de deformación varisca (D2), es decir, entre los 325 y los 305 millones de años. En este grupo estarían incluídos los distintos granitoides del Macizo de O Barqueiro-A Amoá (leucogranitos de dos micas y/o moscovíticos), en la ZCI, y de los Macizos del Penedo Gordo (leucogranitos de dos micas), San Cibrao (leucogranitos de dos micas) y Viveiro (granodioritas, tonalitas e rocas ultramáficas asociadas), en la ZAOL. -Los granitoides postcinemáticos comprenden todas aquellas rocas ígneas que tuvieron su emplazamiento durante la tercera fase de deformación varisca (D3), o lo que es lo mismo, entre los 297 y los 285 millones de años. A este grupo pertenecerían los granitoides del Macizo de Estaca de Bares (granodioritas y cuarzodioritas) en la ZCI, y del Macizo de la Toxiza (granodioritas) en la ZAOL. -Las rocas subvolcánicas se encuentran en forma de pequeños cuerpos ígneos de distinta naturaleza que se colocaron bien a través de fracturas en el encajante metamórfico o bien a través de planos de discontinuidad entre los distintos estratos, como cuerpos paraconcordantes con las rocas metamórficas. En estos grupos estarían los cuerpos de felsitas o aplitas de la costa de Barreiros y los diques de diabasas del litoral ribadense, ámbos en la ZAOL.
5.1.- Antecedentes La geología del litoral cantábrico entre Estaca de Bares y la Ría de Ribadeo constituye un verdadero viaje en el tiempo de 500 millones de años, con la que se pueden descubrir y conocer los distintos acontecimientos geológicos que tuvieron lugar en esta parte de la Tierra. La realización de este inventario de lugares de interes geológico (LIG) constituye una recatalogación completa y actualizada del patrimonio geológico de este trecho del litoral. Puesto que hasta el momento sólo se tenían inventariadas 9 zonas con un destacable interes geológico, de las cuales 4 son LIG y 5 tienen la distinción de GEOSITE, es decir, lugares con interes geológico a nivel internacional. Lugares de Interese Geológico previos (LIG) Ría de Viveiro Erosión en los granitos de Burela Rasa costera de Ribadeo Ría de Ribadeo Geosites (LIG internacional) Zona de cizalla basal del Manto de Mondoñedo en Burela Zona de cizalla basal del Manto de Mondoñedo en la playa de Areoura Zona de cizalla basal del Manto de Mondoñedo en Cangas Zona de cizalla basal del Manto de Mondoñedo entre Fazouro y Nois Zona de cizalla basal del Manto de Mondoñedo en Foz
5. Descripción de los LIG En este listado de lugares de interés geológico se descríbe brevemente la geología y los distintos elementos geológicos más destacables en cada caso. De la mismo manera se indica la clasificación del LIG de acuerdo con su temática (tectónico, petrológico o mineralógico) y el grado de interes (1, 2 ó 3), siendo 1 para el público en general, 2 para personas con unos mínimos conocimientos geológicos y 3 para personas con una formación geológica más avanzada.
5.1. Filón de O Barqueiro Ayuntamientos: Mañón (A Coruña) y O Vicedo (Lugo). Grado de interés: 2 Punto con interés mineralógico, tectónico e geomorfológico En el entorno del pueblo de O Barqueiro existe una notable explotación de guijarros (mina Sonia), propiedad de Cuarzos Industriales, S.A. y emplazada en uno de los más grandes filones de guijarros de Europa. Su uso principal es para la fabricación de ferrosilicio en los altos hornos siderúrgicos centroeuropeos. Este filón está constituído por guijarro blanco brechificado (Fig. 1) o parcialmente masivo (Fig. 2) que cicatriza una antigua falla tardivarisca de dirección NNO-SSE, originada por la descompresión de Orógeno Varisco durante el Pérmico. El filón tiene un espesor real de hasta 60 metros y un recorrido de aproximadamente 10 km, encaja en granitos de dos micas del macizo de O Barqueiro-A Amoá al Norte y pizarras negras y ortogneises glandulares de la Formación Ollo de Sapo al Sur. Su origen es claramente hidrotermal y formado a lo largo de varios pulsos con unas condiciones de temperatura y salinidad muy variables. La presencia de este filón de guijarros en la desembocadura del río Sor (Fig. 3), como una barrera morfológica (Fig. 4), condiciona en gran medida la distribución y el transporte de los materiales terrígenos que aporta el río Sor.
Figura 3
Figura 4
Figura 1
Figura 2
5.2.- Playa de Xilloi Ayuntamiento: O Vicedo (Lugo). Grado de interés: 2 Punto con interés petrológico, mineralógico y tectónico En ambas márgenes de esta playa del ayuntamiento de O Vicedo, es posible observar la presencia de unas rocas un tanto peculiares. Estas se caracterízan por mostrar un número importante de glándulas o lentes de feldespato potásico (Fig. 5) y en ocasiones también de seixo azulado. Esta formación litológica se conoce con el nombre de "Ollo de Sapo". Petrológicamente son ortogneises glandulares constituídos esencialmente por seixo, feldespato potásico, biotita y moscovita, de forma accesoria se encuentran apatito, circón, turmalina y óxidos de hierro. Don Isidro Parga Pondal, destacado geoquímico de principios del siglo XX, fue el primero en estudiar esta curiosa formación geológica. Su denominación gallega, tomada del lenguaje popular por Hernández Sampelayo (1922), se implantó por la similitud entre los cristales azulados de seixo y los ojos de un sapo.
Figura 7
Uno de los aspectos más destacados de esta formación en la playa de Xilloi es que las glándulas (porfidoblastos) de feldespato potásico y seixo se encuentran diseminadas en una roca que se vió afectada por una intensa deformación dúctil por cizallamiento o cizalla (Fig. 6), es decir, se deformó por fractura y desplazamiento. En consecuencia se generaron abundantes porfidoclastos con colas de presión, planos S-C, etc. que proporcionan información del sentido del movimiento durante la deformación. Asociada a la Formación "Ollo de Sapo" se encuentra la presencia de rocas ígneas, y más concretamente leucogranitos moscovíticos (Fig. 7) del macizo de O Barqueiro-A Amoá, constituídos principalmente por cuarzo, feldespato potásico, moscovita, biotita y plagioclasa, de forma ocasional se encuentran apatito, circón, cordierita y granate. Por norma general, estas rocas se emplazan a favor de la foliación o clivaje del "Ollo de Sapo" (Fig. 8) y lo que tecnicamente se conoce como intrusión paraconcordante.
Figura 8
Figura 6 Figura 9
5.3. Playa de San Román o Area Grande Ayuntamiento: O Vicedo (Lugo). Grado de interés: 3 Punto con interés petrológico, tectónico y mineralógico. En las inmediaciones de esta playa existe una ampla variedad litológica, de Este a Oeste, se encuentran cuarcitas, pizarras-filitas, metagrauvacas y esquistos respectivamente. Todas ellas pertencen al Dominio geológico del Ollo de Sapo. Las cuarcitas y pizarras desarrollan una costa acantilada con importantes desniveles (Fig. 9), en la margen derecha de la playa. Las cuarcitas, de colores claros, se hallan en niveles bastante potentes entre las pizarras, que son por el contrario de colores grises y moradas (Fig. 10). Tanto cuarcitas como pizarras muestran de forma habitual "tintados" enrojecidos y amarillentos (Fig. 11) por la oxidación de sulfuros de hierro, especialmente pirita. También son muy frecuentes en esta formación las dobras (Fig. 12) y las fallas, así como finos bandeados composicionales. Frecuentemente estas pizarras contienen niveles masivos de óxidos de hierro en forma de magnetita, hematite e goethita, y que en el pasado fueron explotados en las famosas minas de la Silvarosa, Choupín, Galdos y Bravos. En ocasiones se pueden encontrar concentraciones significativas de estos óxidos tanto en la playa como en el sistema dunar (Fig. 13). Habituales en los niveles cuarcíticos son las morfologías alveolares (haloclastia), como consecuencia de los efectos erosivos que tiene el salseiro (espuma marina) marino en las rocas.
Figura 9
Por su parte, en la margen izquierda afloran metagrauvacas y esquistos pertenecientes a la Formación "Ollo de Sapo", y en consecuencia, la costa es menos acantilada debido a que son litologías más facilmente erosionables, sobre todo las metagrauvacas (Fig. 14). Las rocas esquistosas se caracterízan por mostrar un contenido especialmente abundante en porfidoblastos de guijarro con un color muy azulado (Fig. 15), es lo que popularmente da nombre a esta formación. La causa de dicha coloración fue motivo de debate, inicialmente se pensaba que las impurezas de titanio o inclusiones de rutilo en el cuarzo eran la explicación, pero estudios posteriores indicaron que la presencia de dislocaciones o imperfecciones en la red cristalina del cuarzo eran las verdaderas responsables del color.
Figura 10
Figura 11
Figura 13
Figura 12
Figura 14
Figura 15
5.4. Punta Socastro Ayuntamiento: O Vicedo (Lugo). Grado de interés: 3 Punto con interés mineralógico, petrológico y geomorfológico. En este punto afloran pizarras negras ordovícicas de la Formación “Pizarras de Luarca” pertenecientes al Dominio del Ollo de Sapo. En asociación con estos materiales se hallan mineralizaciones de óxidos de hierro, principalmente magnetita (Fig. 16). Son cuerpos discontinuos y concordantes con las pizarras (Fig. 17), reconocibles por las típicas alteraciones y oxidaciones meteóricas de colores amarillos (Fig. 18) y rojos. Ocasionalmente se observan costras blancas de sulfatos, por meteorización de sulfuros de hierro, como la pirita, que también puede aparecer en los niveles mineralizados. En las antiguas minas de la Silvarosa, Choupín, Galdos y Bravos se explotaron unas mineralizaciones de hierro muy semejantes a las que se encuentran en este lugar, puesto que en realidad son su prolongación cara el sur. Otro aspecto destacado es la presencia de diques de aplitas, de colores amarillos (Fig. 19) y compuestos esencialmente de seixo, feldespato potásico y moscovita. Cabe indicar también que estos cuerpos se disponen de forma paraconcordante en las pizarras negras del Ordovícico medio (Fig. 20). Figura 17
Figura 16 Figura 18
Figura 19
Figura 20
Figura 21
5.5. Playa de Covas Ayuntamiento: Viveiro (Lugo). Grado de interés: 2 Punto con interés tectónico, petrológico y geomorfológico La playa de Covas se sitúa en el extremo izquierdo de la ría de Viveiro. Una ría alargada y estrecha, flanqueada a ambos lados por montañas y con un origen claramente ligado a una gran estructura geológica, la falla de Viveiro. Esta falla representa una notable cicatriz en el terreno, originada en la etapa de colapso del orógeno Varisco hace aproximadamente 290 millones de años, como consecuencia del cese de los esfuerzos compresivos. La falla de Viveiro es una falla de tipo normal, el bloque elevado se corresponde con la margen derecha de la ría, en la que se encuentran granitoides y migmatitas. Mientras que el bloque hundido, margen izquierda de la ría, lo constituyen pizarras negras, cuarcitas y filitas, como es el caso de la playa de Covas. La falla de Viveiro representa un límite geológico de primera orden en el Noroeste de la Península Ibérica, ya que separa rocas de natureza y origen muy distintas, debido a que el salto de falla es del orden de unos 10 kilómetros. Constituye por lo tanto, el límite entre la Zona Centroibérica y la Zona Asturoccidental Leonesa.
La costa occidental o pizarrera (Fig. 21), se caracteríza por ser muy acantilada, de fuertes pendientes y con numerosos desprendimientos (Fig. 22). Además es muy recortada, con abundantes ensenadas (Suegos), promontorios (Abrela) y pequeñas calas (A Cuncha). Por su parte, la costa oriental o granítica (Fig. 23), se caracteríza por ser poco acantilada o de menor pendiente que la anterior, en otras palabras, es más estable. En general, la linea de costa es suave, con abundantes islotes (Insua da Area), bajos en el mar e importantes ensenadas, que dieron lugar al desarrollo de playas (Area) y sistemas dunares (Esteiro). Otro aspecto a destacar de la ría de Viveiro es el efecto que está produciendo el espigón del puerto pesquero de Celeiro sobre la dinámica litoral, y en consecuencia, se ve seriamente afectada la playa de Covas. El espigón está ocasionando un cambio en la morfología de la playa, debido a una modificación en el flujo y dirección de transporte de la arena. Esta se mueve desde la zona de erosión (Os Castelos) a la zona de sombra o acumulación (río Landro), haciendo que la playa crezca más en el extremo derecho de esta (Fig. 24), donde la cantidad de arena almacenada es muy superior.
Figura 22
Figura 23 Figura 24
5.6. Playa de Esteiro Ayuntamiento: Xove (Lugo). Grado de interés: 2 Punto con interés petrológico y mineralógico En la margen derecha de la playa de Esteiro se puede ver la presencia de una gran variedad de rocas, tanto en origen como en composición. Por un lado se encuentran rocas metasedimentarias silíceas y carbonatadas originadas por un intenso metamorfismo durante el Cámbrico-Proterozoico (Fig. 25). El otro gran grupo de rocas son las magmáticas, constituídas por granitos, granodioritas, pegmatitas (Fig. 26) y rocas ultramáficas (Fig. 25), generadas durante el Carbonífero-Pérmico. El hecho de que se encuentren en un mismo lugar, lo que es muy poco habitual, y que se produzcan reacciones químicas entre los distintos tipos de rocas (metasomatismo), que hacen de la Playa de Esteiro un afloramiento excepcional. El fenómeno de interacción entre las rocas ígneas y las rocas metasedimentarias carbonatadas es conocido con el nombre de skarn, lo que da lugar al desarrollo de rocas calcosilicatadas (Figs. 27 y 28). Estas rocas se encuentran constituídas esencialmente por granate, piroxeno, anfiboles, plagioclasa, epidota y carbonatos. De forma accesoria, titanita, apatito, pirita y circón. Figura 26
Cuando se produce la interacción entre las pegmatitas y las rocas ultramáficas (Fig. 29) (peridotitas y piroxenitas) se forma una pequeña banda monominerálica de flogopita (Fig. 30), que excepcionalmente pudiera contener esmeraldas, siempre y cuando la pegmatita fuese portadora de berilo.
Figura 25
Figura 27
Figura 27
Figura 28
Figura 27
Figura 29
Figura 30
5.7. Playa de Muiñelo Ayuntamiento: Xove (Lugo). Grado de interés: 2 Punto con interés petrológico y mineralógico En ambas márgenes de esta pequeña ensenada del ayuntamiento de Xove se observa un desarrollo significativo de rocas pegmatíticas, es lo que se conoce con el nombre de campo pegmatítico. Este se encuentra constituído por pegmatitas (Fig. 31), aplitas (Fig. 32) y pegmoaplitas (Fig. 33), que muestran variaciones importantes de espesor y composición, así como en la relación espacio-temporal. Este campo pegmatítico se halla emplazado en la denominada Granodiorita de Viveiro (Figs. 32 y 34), conjunto ígneo constituído principalmente por granodioritas y tonalitas, aunque también existe la presencia de pequeños afloramientos de rocas ultramáficas (Fig. 35) entre Punta Meitón y la playa de Esteiro. De forma ocasional en la margen izquierda de Muiñelo es posible observar que alguno de los cuerpos pegmatíticos corta estas rocas ultramáficas (Fig. 36). Las pegmatitas están formadas mayoritariamente por seixo, feldespato potásico y moscovita, y de forma accesoria por turmalina, apatito, granate, biotita, berilo y sulfuros. Con frecuencia presentan una zonación, es decir, existe una variación mineralógica entre las distintas partes del filón, normalmente se diferencia una zona de núcleo y una zona de bordo (Fig. 31). En esta última zona es habitual observar un crecimiento en peine de los cristales, ya que estos muestran una disposición perpendicular respecto a la pared del cuerpo pegmatítico. En Muiñelo también son muy frecuentes las pegmoaplitas (Fig. 33), es decir, un cuerpo constituído por bandas pegmatíticas y bandas aplíticas, debido a que se producen cambios importantes en la nucleación y en la velocidad de enfriamiento. Que se forme una pegmatita o una aplita depende unicamente de estos dos factores. Figura 31
Figura 33
Figura 32
5.8. Punta Roncadoira Ayuntamiento: Xove (Lugo). Grado de interés: 2 Punto con interés geomorfológico y petrológico En Punta Roncadoira afloran también granitos de dos micas (Figs. 37 y 38) pertenecientes al Macizo de San Cibrao, constituído por granitoides de tipo S. Es decir, originados a partir de la fusión de materiales de origen sedimentaria, y por lo tanto son muy ricos en aluminio y sílice. En la margen izquierda de la costa es muy frecuente la presencia de abundantes cuerpos de pegmatitas y aplitas que cortan los granitos con distintas orientaciones (Fig. 39), es lo que se conoce con el nombre de campo pegmatítico. Este se originó como consecuencia de la evolución magmática del sistema granítico, y por lo tanto todos esos cuerpos representan el fundido residual del proceso de diferenciación.
Figura 38 Figura 37
Figura 39
5.9. Punta Morás Ayuntamiento: Xove (Lugo). Grado de interés: 2 Punto con interés geomorfológico y petrológico En este lugar afloran granitos de dos micas del Macizo de San Cibrao. Con una composición mineralógica compuesta principalmente de seixo, feldespato potásico, moscovita y plagioclasa. De la misma manera es muy destacable la presencia de abundantes diaclasas en los granitos, resultado de la descompresión que sufrieron después de su emplazamiento en la Corteza Terrestre, al igual que otras rocas ígneas intrusivas. Este hecho da lugar al desarrollo de un paisaje de bolos con típicas estructuras de meteorización como son los taffonis, pías, acanaladuras, etc (Figs. 40, 41, 42 y 43).
Figura 41
Figura 40
Figura 42
Figura 43
5.10. A Marosa Ayuntamiento: Burela (Lugo). Grado de interés: 2 Punto con interés petrológico y mineralógico En el entorno de la playa de A Marosa, perteneciente al ayuntamiento de Burela, afloran granitos de dos micas del Macizo de San Cibrao (Fig. 44). Aquí los granitos muestran un mayor contenido en diaclasas producto de la descompresión que sufren algunas rocas ígneas intrusivas después de su emplazamiento en la Corteza Terrestre. Muchas de estas diaclasas se disponen en grupos o familias, y en este lugar además ortogonalmente (Figs. 45 y 46). Esto ocasiona que los granitos muestren un diaclasado con una morfología en cuadrículas muy característica. Del mismo modo, estos granitos de dos micas llevan asociados diques de aplitas y pegmatitas que los cortan (Fig. 47). Tanto las aplitas como las pegmatitas se originan en las etapas finales de la diferenciación magmática, y por lo tanto constituyen el fluído residual del sistema granítico. Normalmente son rocas ricas en elementos incompatibles como Rb, Cs, Li, Sn, Be, etc. que en algunos casos pueden llegar a constituir un recurso minero de gran interés económico.
Figura 44
Figura 46
Figura 45
Figura 47
5.11. Porto de Burela Ayuntamiento: Burela (Lugo). Grado de interés: 1 Punto con interés tectónico y petrológico El Puerto de Burela constituye un punto de interés destacado en el tramo del litoral estudiado. En los taludes verticales de las inmediaciones del puerto pesquero se encuentra por una parte el contacto entre los granitos de dos micas del Macizo de San Cibrao y las cuarcitas cámbricas del Xistral, equivalentes a las cuarcitas superiores del Grupo Cándana. Y por otra parte, en las cuarcitas cámbricas, es destacable el afloramiento de un tren de dobras métricas apretadas y vertientes al Este (Figs. 48 y 49). De acuerdo con la clasificación de Ramsay, son dobras de tipo 3. Estas se originaron durante la primera fase de deformación varisca (D1) y posteriormente son chafadas por el cabalgamiento del Manto de Mondoñedo. Destaca también la presencia de boudins en los niveles más competentes (Fig. 50), generados por regímenes extensionales durante la D1. El hallazgo ocasional de estructuras sedimentarias previas como son las estratificaciones cruzadas (Fig. 51), permite identificar la polaridad de los estratos y por lo tanto su disposición normal o invertida. En este mismo tren de dobras del puerto de Burela se pueden encontrar fenómenos de flexural slip que afectan a las capas plegadas previamente. Sobre estos materiales cámbricos intensamente plegados se disponen los depósitos de la rasa cantábrica (Fig. 52), el contacto entre ambas formaciones geológicas es una discordancia angular, perfectamente visible en la zona del Castrelo (Fig. 53). Los materiales que constituyen la rasa son principalmente orto e paraconglomerados con intercalaciones de arenas y arcillas, procedentes de la erosión del continente, es decir, depósitos aluviales y coluviales. Se le estableció recientemente una edad alrededor de 1 millón de años.
Figura 48
Figura 49
Figura 50
Figura 51
Figura 52
Figura 53
5.12. Playa de Areoura Ayuntamiento: Foz (Lugo). Grado de interés: 2 Punto con interés tectónico y petrológico La margen izquierda de la playa de Areoura está constituída por cuarcitas cámbricas (Fig. 54), equivalente estratigraficamente a las cuarcitas superiores del Grupo Cándana, y que forman parte del dominio geológico conocido con el nombre de Ventana Tectónica de Xistral. Por contra en la margen derecha, afloran otro tipo de rocas muy distintas (Fig. 55), son esquistos intensamente deformados por una destacable cizalla asociados al cabalgamiento basal del Manto de Mondoñedo. Originada durante la segunda fase de deformación varisca (D2). Estos materiales forman parte de la Serie de Vilalba y son de edad precámbrica. Puesto que muestran una intensa foliación por deformación dúctil (Fig. 56), se les conoce con el nombre de filonitas. Uno de sus rasgos más significativos es la presencia de planos S-C (Fig. 57), con unos sigmoides que determinan de nuevo y sentido de movimiento dextro.
Figura 55
Este cambio tan destacable entre los materiales de ambas márgenes de la playa pone de manifesto que Areoura es la zona de contacto entre la Ventana Tectónica de Xistral y el Manto de Mondoñedo.
Figura 56
Figura 54
Figura 57
5.13. Punta de la Camposa Ayuntamiento: Foz (Lugo). Grado de interés: 2 Punto con interés tectónico y petrológico En este punto del litoral próximo a Cangas de Foz aflora una alternancia de esquistos y cuarcitas (Fig. 58) del Cámbrico inferior pertenecientes al tramo basal del Grupo Cándana. El principal tipo de deformación que afecta a estos materiales es dúctil, y está asociada unicamente a la segunda fase de deformación varisca (D2), que origina la zona de cizalla basal del Manto de Mondoñedo. Tanto la estratificación (S0) como el clivaje (S1) se encuentran basculadas hacia el Este, por efecto de la tercera fase de deformación varisca (D3), que da lugar a grandes dobras con planos axiales verticales que repliegan las originadas en la primera fase de deformación varisca (D1). Esta situación se conoce con el nombre de interferencia de dobras.
Figura 60
Sin duda alguna de las estructuras más representativas de la D2 son las dobras en vaina (Figs. 59 y 60), que constituyen un buen ejemplo de como una roca se puede doblar plasticamente varias veces su tamaño inicial sin romperse. Este tipo de estructuras se reconocen muy bien por sus secciones circulares o con forma de ojo (Fig. 61). Pero también asociadas a esta zona de cizalla existen otras estructuras coma dobras oblícuas (Fig. 62), lineación o estiramiento mineral, planos C o una esquistosidad con microdobras.
Figura 58
Figura 59
Figura 61
Figura 62
5.14. Playa de Benquerencia Ayuntamiento: Barreiros (Lugo). Grado de interés: 2 Punto con interés tectónico y petrológico En la playa de Benquerencia se encuentran cuarcitas, pizarras y filitas (Fig. 63) de las Capas de Transición (Cámbrico Inferior), donde lo más destacable es la presencia de dobras originadas durante la primera fase de deformación varisca (D1), de plano axial subhorizontal, es decir, son dobras acostadas (Fig. 64), con característico engrosamiento en las bisagras y con ángulo entre flancos más bien pequeño. De acuerdo con la clasificación de Ramsay son dobras de tipo 4 y 5. Es frecuente encontrar estructuras sedimentarias previas, que permiten determinar la polaridad de la secuencia estratigráfica. Del mismo modo se observa la relación entre los planos de estratificación (S0) y clivaje o foliación tectónica (S1), que en algunos casos forman un ángulo próximo a 90º (zona de bisagra) o bien existe un pequeño ángulo entre ellos (zona de flanco).
Figura 65
Pero también existen otras estructuras destacables como boudinage y mullions. La primera se origína por esfuerzos extensivos que afectan a las capas más competentes, mientras que los mullions (Fig. 65) se forman como consecuencia del apilamiento de varias dobras que expulsan las capas menos competentes. Otro elemento geológico llamativo de esta playa es la presencia de cuerpos ígneos de naturaleza félsica, en otras palabras, diques aplíticos tardíos compuestos principalmente de seixo, plagioclasa, feldespato potásico, moscovita y biotita. Estos cuerpos pueden disponerse bien de forma paraconcordante (sills) (Fig. 66) o bien a través de fracturas (Fig. 67) que cortan los estratos de cuarcitas y pizarras de las Capas de Transición.
Figura 66 Figura 63
Figura 64
Figura 67
5.15. Punta Corveira-Punta de O Castro Ayuntamiento: Barreiros (Lugo). Grado de interés: 2 Punto con interés tectónico y petrológico Este punto de observación es muy similar al presente en la playa de Benquerencia, donde de nuevo afloran cuarcitas, pizarras y filitas de las Capas de Transición (Cámbrico Inferior), destaca por un lado la presencia de un anticlinal acostado originado durante la primera fase de deformación varisca (D1), y por lo tanto con un plano axial subhorizontal (Fig. 68), donde la estratificación (S0) y el clivaje (S1) forman un ángulo próximo a 90º. De acuerdo con la clasificación de Ramsay es una dobra de tipo 4. Estas estructuras están ocasionalmente deformadas por dobras suaves de plano axial vertical y pertenecientes a la tercera fase de deformación varisca (D3). Y por otro lado, destaca la intrusión de cuerpos subhorizontales de rocas félsicas (aplitas), de colores muy blancas que cortan normalmente a los materiales de las Capas de Transición (Figs. 68 y 69), aunque también pueden disponerse de forma paraconcordante, es decir, en forma de sills (Figs. 69, 70 y 71). Estructuralmente por debajo de los diques aplíticos se encuentran unos niveles de rocas muy bandeadas denominadas albititas (Figs. 72 y 73). Estas se originaron por efecto de un intenso metasomatismo sódico sobre rocas metamórficas previas. En la actualidad estas litologías son objeto de explotación a unos 1,5 kilómetros al norte de San Cosme de Barreiros, para la elaboración de productos cerámicos.
Figura 70
Figura 71
Figura 68
Figura 69
Figura 72
Figura 73
5.16. Playa de Arealonga Ayuntamiento: Barreiros (Lugo). Grado de interés: 3 Punto con interés mineralógico En el extremo oriental de la playa de Arealonga son frecuentes las acumulaciones de minerales pesados (Figs. 74 y 75), especialmente en los meses de inverno y primavera, cuando la dinámica marina acumula una menor cantidad de arena en la playa. Estas acumulaciones conocidas también como arenas negras están compuestas principalmente de granate, magnetita, ilmenita, epidota, andalucita, estaurolita, turmalina, circón y apatito (Fig. 76). La mayor parte de estas fases minerales no están presentes en las rocas del entorno de la playa, y por lo tanto son materiales que proceden de zonas más alejadas. Dado que la dinámica del litoral de esta costa va de Oeste a Este, lo más probable es que la arena fuente de los minerales pesados sea de la zona de la Toxiza (O Valadouro-Alfoz) o de Burela, donde afloran granodioritas y granitos respectivamente, que sí contienen buena parte de estos minerales. Figura 75
Figura 74
Figura 76
5.17. As Catedrais-Esteiro Ayuntamiento: Ribadeo (Lugo). Grado de interés: 1 Punto con interés geomorfológico, tectónico y petrológico Este lugar de interés representa un pequeño tramo litoral de aproximadamente 2 kilómetros, desde As Covas (Esteiro) hasta la Playa de Augas Santas. En el aflora una sucesión de cuarcitas y pizarras cámbricas (Fig. 77) que pertenecen a la Serie de los Cabos, destacable formación siliciclástica de hasta 3500 metros de potencia. A lo largo de este recorrido es posible ver las 4 etapas (evolución completa) del proceso erosivo que da lugar a los famosos arcos marinos. Así como los distintos elementos geomorfológicos que lo constituyen, las fracturas en la roca, calas (Fig. 78), cuevas, ojos, túneles rocosos, arcos (Fig. 79) y también islotes. En la parte alta del acantilado, al lado de los arcos rocosos más conocidos, se aprecian muy bien los tres componentes que en mayor medida facilitaron su génesis. Es decir, la foliación tectónica o clivaje dispuesto subhorizontalmente, la red de pequeñas fracturas verticales y la presencia de destacables zonas de falla. En la zona de As Covas (Esteiro) es destacable el afloramiento de diabasas (Fig. 80), rocas subvolcánicas máficas, que rellenan la zona de falla que dió lugar a un arco rocoso. En una muestra de mano son litologías de color verdoso y compuestos principalmente de piroxeno, anfibol y plagioclasa. Del mismo modo son destacables distintos ejemplos de formas alveolares (haloclastia) (Fig. 81), consecuencia de los procesos de meteorización de los peñascos del litoral, en este caso relacionados con el salseiro marino. En ocasiones se encuentran también buenas muestras de erosión diferencial y de formación de costras de hierro.
Figura 79 Figura 77 Figura 78
Figura 80
Figura 81
5.18. Playa de As Illas Ayuntamiento: Ribadeo (Lugo). Grado de interés: 2 Punto con interés tectónico y petrológico En esta playa al igual que en la playa de Augas Santas (As Catedrais) los materiales que constituyen los acantilados son cuarcitas y pizarras (Fig. 82) de la Serie de los Cabos. Potente formación siliciclástica del Cámbrico superior, es decir, alrededor de los 480 millones de años. Estas litologías se originaron en un ambiente de plataforma mareal o foreshore. En As Illas también es posible descubrir distintos elementos geomorfológicos del proceso erosivo que está modelando este tramo litoral de A Mariña, como son las fallas y hendiduras en la roca, calas, ojos, arcos, túneles rocosos e islotes. Recientemente uno de los arcos rocosos que preside la playa colapsó debido al efecto de los últimos temporales marinos. En el entorno de esta playa, especialmente en algunas de las paredes del acantilado o en los islotes, existen estructuras geológicas que se originaron en ambientes tectónicos muy diferentes; por una lado, estructuras de comportamento frágil, fallas y hendiduras (Fig. 83); de comportamiento dúctil, dobras (Fig. 83); y estructuras de la transición frágil-dúctil, kink-bands (Fig. 84) y boudinage (Fig. 85). Figura 83
Figura 82
Figura 84
Figura 85
5.19. Playa de Porto Ayuntamiento: Ribadeo (Lugo). Grado de interés: 2 Punto con interés tectónico y petrológico En Porto destaca la presencia de dos materiales muy diferentes en ambas márgenes de esta pequeña playa. En la margen derecha se encuentran cuarcitas y pizarras, pertenecientes a una potente formación siciclástica de edad cámbrica, y conocida con el nombre de Serie de los Cabos, que también aflora en otros lugares próximos como en la playa de As Illas, Esteiro y Augas Santas. Estos materiales se hallan intensamente fracturados y afectados también por otras estructuras tectónicas, como son los kink-bands (Fig. 86). En este lugar además, la estratificación (S0) y la foliación tectónica o clivaje (S1) son colindantes, lo que quiere decir que nos encontramos en zona de flanco, en este caso de una dobra acostada. Por el contrario, en la margen izquierda vemos rocas con un color verdoso (Fig. 87) o amarillo (Fig. 88), en función del grado de alteración, que se clasifican como diabasas (rocas subvolcánicas), debido a que estan compuestas esencialmente de piroxeno, anfibol y plagioclasa. Su naturaleza ígnea se pone de manifiesto por la presencia de diaclasas que originan la típica meteorización en capas concéntricas o en cebolla (Fig. 89). Estas rocas se introducen en forma de sills dentro de los materiales cuarcíticos. Del mismo modo, su presencia condiciona en gran medida la composición mineralógica de las arenas de esta playa. De gran interés es también el depósito reciente que fosiliza una antigua superficie de erosión. Este depósito de origen cuaternario se caracteríza por la presencia de material coluvial (Fig. 90).
Figura 88
Figura 89
Figura 87
Figura 86 Figura 90
5.20. Ollo Longo-Rinlo Ayuntamiento: Ribadeo (Lugo). Grado de interés: 1 Punto con interés tectónico y geomorfológico En este tramo litoral de apenas 2,5 kilómetros entre Punta Corveira y la Ensenada de Coedo, existen varias cetarias (Figs. 91 y 92) que estaban en funcionamiento hasta hace unos pocos años. Estas construciones aprovecharon la morfología de los acantilados, lo que facilitó en gran medida tanto su instalación como su funcionamiento. La toponimia del lugar “Ollo” hace referencia a la presencia de varios agujeros verticales en el terreno (Figs. 93 y 94). Estos ojos o bufones (bufadeiros) son el resultado del colapso de túneles rocosos generados por la erosión marina. También en los materiales que constituyen el acantilado son habituales los fenómenos de haloclastia, que dan lugar a morfologías alveolares en las rocas. Del mismo modo desde este lugar se puede ver una excelente panorámica de la rasa (Fig. 95) y sus diferentes niveles. La rasa representa una superficie llana, lijeramente basculada hacia el mar, que tiene asociados distintos depósitos cuaternarios, con una edad estimada de 1 millón de años. Estos depósitos están constituídos por orto y paraconglomerados con intercalaciones arenosas y/o arcillosas, de origen aluvial y coluvial fundamentalmente. Son materiales procedentes de la erosión de los sistemas montañosos más próximos a la costa. Esta superficie de rasa es característica y representativa del litoral norte de la provincia de Lugo, desde Burela hasta Ribadeo, aunque continúa hacia el Este hasta las inmediaciones de San Vicente de la Barquera (Cantabria). De forma habitual, se pueden encontrar muy buenos ejemplos de estructuras de deformación frágil-dúctil, como son los kink-bands (Fig. 96 y 97), y especialmente en los niveles de pizarras y filitas de la Serie de los Cabos. Figura 95
Figura 91
Figura 92
Figura 93
Figura 94
Figura 96
Figura 97
5.21. Ensenada de Loureiros Ayuntamiento: Ribadeo (Lugo). Grado de interés: 2 Punto con interés tectónico y petrológico Al igual que en otros lugares ya descritos del litoral de Ribadeo como la playa de Augas Santas, Esteiro, Illas o en la costa de Rinlo afloran cuarcitas y pizarras del Cámbrico Superior. Estos materiales forman parte de la Formación Serie de los Cabos, que tiene una potencia máxima de 3500 metros. La intensa deformación dúctil a la que fueron sometidas estas rocas se ve reflejada en la presencia de abundantes dobras (Fig. 98), una buena parte de ellas con morfología en m (Fig. 99). Pero también existen importantes zonas de fracturas (deformación frágil) que son visibles en diferentes puntos de esta ensenada (Fig. 100). A diferencia de otros lugares emplazados más hacia el Oeste, en la ensenada de Loureiro la estratificación de los materiales (S0) forma un ángulo de 90º (o próximo a el) con la foliación tectónica o clivaje (S1) (Fig. 101), lo que indicaría que nos encontramos en la zona de charnela, en este caso de una gran dobra acostada. Este hecho se ve apoyado por la presencia de las dobras en m, que también son características de las zonas de charnela. Del mismo modo, en esta ensenada son frecuentes los ejemplos de erosión diferencial, dado que las cuarcitas son más resistentes que las pizarras (Fig. 99). También existen fenómenos de haloclastia, por la combinación de procesos de humectación – desecación de las rocas. En este mismo punto se observan igualmente vestigios del período cuaternario en forma de depósitos coluviales.
Figura 98 Figura 100
Figura 99
Figura 101
6.– Valores geomorfológicos En las costas rocosas operan un conjunto de procesos cuyas características principales, en comparación con los sectores sedimentarios, son las mayores escalas de tiempo de operación y mayor lentitud de cambio. Las olas marinas, mareas, y litología, determinan que proceso o conjunto de procesos son los dominantes, y cuándo y cómo funcionan, aunque a menudo, dada la interacción existente entre todos los elementos del sistema litoral, resulta difícil individualizarlos. 6.1.– Los procesos en las costas rocosas Los efectos que las olas tienen sobre las rocas son los responsables de la erosión mecánica, en la que los procesos principales son la abrasión, la cavitación, y los arranques y roturas. Esta erosión, producida directamente por un agente marino, produce a su vez otros fenómenos de erosión e inestabilidad que se desarrollan en las vertientes superiores, no atacadas directamente por el mar. La abrasión es un mecanismo erosivo muy efectivo, pero que precisa de la existencia de material suelto que pueda ser movilizado, sean arenas, gravas, cantos o grandes bloques. Si sobre una plataforma o al pie de un acantilado existe material suelto, las olas pueden movilizarlo, de manera que choca o roza contra la roca, produciendo su desgaste y pulido, o poniendo en marcha procesos de cavitación. Para que se produzca este último proceso, la topografía en detalle del sector tiene que ser adecuada para impedir la evacuación de los cantos atrapados en las pozas, por lo que tienden a desarrollarse en áreas con escasa pendiente, como las plataformas litorales. Por el contrario, cuando no existen acumulaciones de material suelto, las olas rompen liberando la energía directamente sobre la roca, lo que, como vimos, puede generar grandes presiones. La repetición de presión y descompresión va debilitando la roca a partir de las diaclasas o de los planos de esquistosidad, pudiendo producir arranques y desprendimentos. Pero los arranques también se pueden producir en zonas de muy alta energía y con abundante material movilizable, que pueda ser proyectado violentamente contra un escarpe y el impacto del cual rompa la roca produciendo dislocaciones, o simplemente pequeños arranques. Muy frecuentemente, tras un periodo de temporal, se puede ver en las áreas rocosas multitud de pequeñas cicatrices de impactos, producidas al ser golpeadas por muchísimos fragmentos sueltos. Además de las acciones de las olas sobre la zona intermareal y supramareal, en el retroceso de las costas rocosas intervienen mecanismos vinculados a los procesos continentales o subaéreos, la importancia relativa de los cuales tiene especial relación con el perfil topográfico, es decir con la altura del acantilado. La erosión basal es generada de manera directa por la acción del oleaje, pero los movimientos de la vertiente superior, por encima del alcance directo de las olas, pueden deberse a la acción de procesos subaéreos o ser inducidos por la socavación basal. Además, los modos y velocidad de retroceso no están solamente en función del ambiente morfogenético (régimen de olas, rango mareal, etc...), sino también de la presencia de materiales al pie (playas, bloques...), del tipo de material, su grado de alteración, y de forma especialmente importante de la estructura. Muchos escarpes rocosos están también precedidos por amplias plataformas intermareales, que influyen notablemente en la distribución temporal y espacial de los procesos erosivos, ya que representan superficies con diferentes grados de rugosidad, amplitud y pendiente, sobre las que se disparan la fuerza de las olas antes de alcanzar la base del acantilado o escarpe rocoso. La presencia de material en la base de un acantilado puede dar lugar a una intensa erosión al tratarse de material abrasivo, pero también puede constituir un elemento protector sobre el que se disipe la energía del oleaje. Como ya vimos, los materiales más finos precisan de una menor energía para ser movilizados, e incluso un exceso puede evitar la abrasión. Por otro lado, existe una relación evidente entre el tamaño del material de la playa y la pendiente del material de la base, que determina la forma en que las olas alcanzan la base del acantilado y por lo tanto la energía potencial. Cuanto más fino sea el material, menor pendiente tendrá la playa facilitando la disipación de la energía de las olas, y por el contrario, con un material grueso a mayor pendiente genera perfiles reflectivos y una concentración de la energía. Ya que en muchos casos los taludes de derrumbes en la base de los acantilados se deben principalmente a la existencia de movimientos en masa (derrumbes, deslizamientos...), de origen subaéreo o inducidos por la socavación basal, aunque no es un factor determinante, la mayor altura del acantilado puede suponer un mayor volúmen de material que se acumule en la base.
6.2.- El papel de la estructura La mayor parte de los autores están de acuerdo en considerar los aspectos estructurales como un factor de primer orden en el retroceso de acantilados y escarpes rocosos y en el modelado de las plataformas litorales. La disposición de las lineas de debilidad respecto al oleaje incidente, bien sean diaclasas, planos de estratificación o esquistosidad establece la efectividad de la acción de las olas (Fig. 26). Si las estructuras se disponen perpendicularmente al escarpe, los planos de debilidad tienden a permanecer constantemente expuestos a la acción de las olas, mientras que, conforme a la orientación si es más paralela, la exposición será menor. La forma en planta de la linea de costa puede, por lo tanto, establecer variaciones en la velocidad y modo de retroceso en un tramo de costa, aun manteniendo el mismo ambiente energético y el mismo contenido litológico. Este factor estructural es primordial en la formación de determinadas formas erosivas como balmas, arcos y grutas. Por otra parte, aunque que en contenidos de rocas sedimentarias es muy usual que exista una alternancia de capas resistentes y débiles, en las rocas ígneas o metamórficas los patrones de debilidad suelen ser bastante más complejos. En las rocas graníticas, por ejemplo, los principales planos de discontinuidad están constituidos por fracturas con una geometría ortogonal, pero con diferentes direcciones e inclinaciones, que dan lugar a variaciones en la velocidad y modo de retroceso. 6.3.- El balance entre procesos marinos y subaéreos La evolución morfodinámica a largo plazo de las costas rocosas se produce por la alternancia de fases de predominio de procesos subaéreos y fases de predominio de procesos litorales, que se sobreimponen a las variaciones a corto y medio plazo, generadas por la formación de playas, taludes de derrumbes, condiciones del oleaje, etc... Las regresiones marinas representan un abandono de las costas por parte de los procesos litorales, quedando sometidas a una dinámica continental, como ocurrió durante el último período glaciar, cuando las condiciones climáticas provocaron una gran inestabilidad de las vertientes, ahora alejados del mar, produciendo una degradación de las antiguas formas costeras, y a menudo una fosilización por la puesta en marcha de procesos de transporte y sedimentación. Cuando el nivel del mar vuelve a ascender, evacúa los materiales que fosilizaban al antiguo acantilado, pudiendo quedar colgados sobre el escarpe basal, configurando lo que en la literatura especializada se llama acantilados de “vertiente sobre pared” o “acantilados compuestos”. Aunque la degradación y retroceso de las vertientes superiores puede producirse de forma coetánea con la existencia de procesos marinos, reflejando simplemente la existencia de intensos procesos de vertiente, la mayor parte de los tramos acantilados que presentan la configuración de vertiente superior convexa son un escarpe basal, son formas muy antiguas, que han experimentado sucesivos períodos de abandono y reocupación por la dinámica marina. Aunque el término acantilado tiende a asociarse a formas modeladas sobre roca, muchas veces los escarpes están formados precisamente sobre estos depósitos sedimentarios formados en épocas pasadas. El comportamiento de los acantilados compuestos de materiales sedimentarios depende fundamentalmente del tipo de facies, de las discontinuidades existentes, de la existencia de cementaciones y del grado de cohesividad. En cualquier caso, sus características mecánicas hacen que predominen los movimientos en masa como modo de retroceso, reduciéndose notablemente los procesos de arranque, y siendo la erosión basal un proceso inductor de la inestabilidad superior. La cohesividad de estos depósitos se define por la presencia de materiales finos (limos y arcillas), por lo que a priori las facies más erosionables son generalmente las más gruesas.
6.4.- La diversidad de tipos de acantilados rocosos. El diseño de los acantilados depende de factores estructurales. El buzamiento de los estratos, su pendiente y grado de exposición hacia el océano así como su orientación determinaron en, gran medida, su dinámica evolutiva y actual configuración. Las diferencias litológicas y la dinámica explican el modelado de detalle. Fue a partir de las lineas de debilidad que presenta la roca escarpada, bien por culpa de fracturas, y/o de los planos de estratificación, donde la acción de las olas marinas fue capaz de penetrar y poner en marcha los procesos de retroceso diferencial de la costa.
Aunque las diferencias morfológicas entre ellos son evidentes, existen dos problemas a la hora de tipificarlos: clasificar determinados sectores con fuertes cambios de orientación y pendiente por basculamientos o plegamientos; y establecer los límites de buzamiento a partir de los que los acantilados cambian su perfil. En función del buzamiento de los estratos se puede diferenciar tres tipos de acantilados: en rampa hacia tierra, verticales o de rampa hacia el mar o extraplomados.
6.4.1.- En rampa: de vertiente inclinada hacia el mar Aparecen cuando los estratos superan los 14º – 18º de inclinación hacia el mar, desenvolviéndose rampas de desigual grado de efectividad en la disipación de energía. Son perfiles que no sufren fuertes retrocesos, pues el impacto de las olas se disipa al resbalar por el dorso del estrato. El retroceso solo se pone en marcha a favor de fracturas, apareciendo pequeñas cuevas de desarrollo horizontal, a favor de los estratos y con profundidad oblicua. Por otra parte el bandeado de cuarcitas y pizarras permitió la apertura de huecos a partir del arranque de bloques, a favor de los estratos inclinados.
Uno de los rasgos más abundantes es la aparición de una secuencia de salientes con forma de cúspide y la inexistencia de una plataforma litoral subhorizontal bien desarrollada. Según la intersección de la red de fractura y los planos de estratificación, así como la aparición en capas de materiales de diferente resistencia, se desarrolla de manera desigual el corrimiento o caída de bloques inclinados, que utilizan la vertiente lisa como superficie de desplazamiento hacia el mar. Aparecen en este caso formas graduadas oblicuas donde el mar rompe de manera diferencial, propiciando el arranque de nuevos bloques. La inclinación de la pendiente favorece la proyección de la lámina de agua hacia el continente, posibilitando la aparición de balsas en las partes altas e intermedias del acantilado. En virtud de esto parece desarrollar una importante actividad erosiva relacionada con la haloclastia, fenómeno que se muestra muy efectivo a lo largo de la costa y que en estos casos desarrolla sus efectos más espectaculares. El proceso de degradación derivado de la haloclastia se orienta de manera preferente a lo largo de las lineas de debilidad estructural. No obstante, la suma de un buzamiento superior a los 15º – 20º y la existencia de una densa red de fracturas, implica la aparición de sucesivos peñascos emergidos con fuerte pendiente en sus diversas caras, separados de la frente costera por una depresión de fractura longitudinal que provoca que parte de la energía marina se disipe actuando como efectivo factor de protección para la costa interna.
6.4.2 Verticales Se encuentran en relación a la existencia de materiales muy meteorizados o de la presencia de estratos practicamente horizontales. Esta naturaleza propicia la puesta en marcha de desplazamientos o desprendimientos que son retrabajados por el mar con relativa rapidez. La horizontalidad de los estratos da lugar a extensas plataformas estruturales. Es frecuente pues la aparición de amplias plataformas subhorizontales que muestran el retroceso de la costa y el nivel de actividad marina. En cuanto a la inclinación mostrada por los acantilados, estamos hablando de verticalidad estricta o subverticalidad de extraordinaria pendiente. Pero, lejos de representar un ambiente homogéneo, estas paredes muestran realmente ciertas irregularidades que es necesario comentar. Puede aparecer una concavidad basal debida a la acción del mar de fondo y al desgaste abrasivo de los materiales, efecto posible gracias a la gran cantidad de elementos no consolidados que constituyen playas o piedras intermareales. En áreas fuertemente energéticas, esta concavidad puede ascender verticalmente alcanzando lugares que se encuentran fuera del alcance intermareal y supralitoral inferior. Esta situación es factible por la notable frecuencia de los temporales. Las orientaciones del tercer cuadrante son especialmente sensibles a este caso. Si los materiales son lo suficientemente resistentes, es posible observar la presencia de una balma de desigual grado de desarrollo, oscilando alrededor del nivel medio de la marea. En áreas con acantilados cuyo perfil vertical se prolonga a mayor profundidad que el nivel de marea baja el ataque marino efectivo queda limitado a una franja estrecha, existiendo en pleamar secuencias prolongadas de olas estacionarias. Se desarrollan así interesantes ejemplos de reflectividad en entrantes costeros, y su multidireccionalidad lleva consigo la aparición de patrones de mar de fondo ortogonal.
La existencia de materiales diferentes, o de estratos nitidamente contrastados permite, a partir de la alteración y de la acción marina la existencia de caídas de bloques mermados de los paralelepípedos marcados por los planos de estratificación y la red de fractura. La gravedad y las aguas continentales hacen el resto, lo que implica la aparición de extraplomos o pequeñas concavidades.
6.4.3.- Extraplomados En ellos la inclinación de los estratos es hacia el mar. Esta situación provoca que el perfil del acantilado favorezca un aumento de la acción hidráulica de la espiral de la ola y de la bolsa de aire encerrada en su interior, y que se transforme la energía marina a modo de fuertes vibraciones o mediante el desplazamiento de los bloques menos estables de la pared rocosa. A medida que el frente se hace irregular, mayores son las probabilidades de caídas de bloques y mayor es la superficie y el número de puntos de debilidad que ofrece el frente rocoso ante el ataque marino. Es habitual, pues, la aparición de extraplomos, a modo de repisas sucesivas en diferentes niveles. Estas suelen modelarse en los materiales más resistentes, principalmente cuarcitas en este caso, quedando los materiales pizarrosos a modo de cavidades. En este sentido, aparecen dos patrones a diferente escala.
El primero, general, diferencia entrantes y salientes en función de la superposición de los bancos de los distintos materiales; el segundo, más fino, selecciona por arranque y caída algunos estratos más débiles dentro del mismo tipo de roca, favoreciendo un serrado más fino. Este dentado fino es tanto más eficaz cuanto mayor sea la resistencia de la roca, por lo que es más habitual ante la presencia de cuarcitas.
La haloclastia parece adquirir cierta importancia en las repisas, tanto más si tenemos en cuenta que la disposición de los estratos y su enfrentamiento al mar de fondo favorecen la dispersión y proyección continental de salpicaduras y llovizna marina, que recalan en los planos horizontales o inversos, aumentando su acción.
La dinámica y evolución del frente se realiza de abajo hacia arriba mediante impactos o temblores. Es decir, que una capa o estrato se volverá inestable cuando los inmediatamente inferiores fueran arrancados. Los procesos de alteración, por su parte, y el impacto de las aguas continentales facilitan dicho desgaste
6.4.4.- Corredores En una costa tan afectada por la fracturación como la que se está analizando, siempre adquiere preponderancia el factor de rotura en la explicación de la dinámica litoral. La acción marina aprovecha las zonas de debilidad para ir penetrando hacia el interior del continente. En ocasiones la acción directa genera un corredor sin fases previas. En otras, como es posible ver en muchos lugares de la costa, el corredor es el resultado final de una evolución más lenta que comienza con la apertura de una gruta y, posteriormente, cuando cae el techo, se van formando los corredores.
6.4.5.– Plataformas litorales Se trata de formas aplanadas que están asociadas a los acantilados. Son el resultado de su retroceso y la forma que presentan está en relación tanto con el tipo 0 de roca como de un modo especial al buzamiento de los estratos y la fracturación. Cuando el buzamiento es horizontal o subhorizontal domina una mayor planitud que cuando se modelaron a partir de estratos inclinados. En el primer caso la llanura es uniforme y sólo en aquellos lugares donde la fracturación es intensa, se abrieron pozas. Cuando el buzamiento aumenta también lo hace la rugosidad de la plataforma que presenta perfiles en diente de sierra. Son espacios de gran valor ecológico, y muy poco conocidos.
6.4.6.- Las Cuevas “As furnas “ Las cuevas, furnas o covas en gallego, son cavidades en el frente acantilado que se encuentran en el continente favorecidas por fracturas o por la estructura de las rocas escarpadas en general, debido al grado de meteorización de los materiales, cuando no por la alternancia de rocas de diferente resistencia. Tradicionalmente se aceptó la acción marina de impacto directo como factor principal de su dinamismo, pero en su evolución no se puede obviar la importancia de la acción de las aguas continentales o de la bioerosión. Son diferentes elementos los que hay que valorar para entender la dinámica de las cuevas: tectónica, litología, precipitaciones, red de drenaje, meteorización física o química, son palabras claves que se activan, en mayor o menor medida, y con desigual frecuencia para configurar cada ejemplo de furna.
6.4.6,. Los ojos o bufaderos La progresiva apertura de cuevas a partir de discontinuidades favorece el aumento de la presión del agua en su interior. El reiterado ataque de las ondas genera un efecto de martillo neumático en el techo que favorece la caída de materiales y la génesis de cúpulas como la que aparece abajo a la derecha. Con el paso del tiempo el techo cae apareciendo una abertura, un bufadero, por la que sale el agua, especialmente en época de temporal. La fase final es la apertura de un espacio circular que es conocido popularmente en la costa de Ribadeo como ojo.
Ojo de Rinlo
Ojo, arriba, y cúpula, abajo, en As Catedrais
7.– Conclusiones: Cartografía de los puntos de interés geológico y geomorfológico
Ensenada de Cegoñas. O Porto.
Bibliografía consultada
Canosa, F. (2014). Mineralizaciones de Sn-Ta-Nb-Li-Be-Cs en el área de Ponte Segade (Norte de Galicia). Tesis doctoral. Universidad de Oviedo, 245 pp. López Bedoya, J. y Pérez Alberti. (2007): La Costa de Ribadeo. In Pérez Alberti et al. Itinerarios Geomorfológicos por Galicia. Universidad 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.