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¿8 de mayo 2016 La construcción de Galicia desde sus raíces El Macizo granítico del Monte Pindo (Coruña)

EXCURSIÓN GRATUITA Punto de encuentro: frente al Ayuntamiento de Carnota (Coruña) a las 9 de la mañana.

COORDINAN:

A Coruña

FINANCIAN::

Financiado por la Fundación Española para la Ciencia y la Tecnología–Ministerio de Economía y Competitividad

ORGANIZAN:

Geolodía2016ACoruña

LaconstruccióndeGaliciadesdesusraíces.ElMacizograníticodelMonte

Pindo(Coruña)

JuanRamónVidalRomaníyAuroraGrandald´Anglade

InstitutoUniversitariodeXeoloxíaIsidroPargaPondal

UniversidadedaCoruña

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LAFORMACIÓNGEOLÓGICADEGALICIA.

Entender la Geología de Galicia siempre ha sido una tarea de grandificultad. Galicia se formó por la unión de materiales geológicosprocedentes de lugares muy distantes del lugar donde se encuentranahoraycuyomediode formaciónnosiempre fue la superficie terrestre.Unas rocas se formaron en el fondo de antiguos mares y luego fueronempujados hacia donde ahora están por los movimientos de las placaslitosféricas. Otras rocas se formaron en la profundidad de la Tierra. Laedad de las rocas que forman Galicia es tambiénmuy diferente y varíaentre los 1160millones de años para lamas antigua hasta otras que sehanformadoprácticamenteahora.Porotrapartecasitodoslosmaterialesrocosos que forman Galicia se han visto afectados por grandes fuerzastectónicas que les han dado la forma y la disposición que tienen en laactualidad.Demaneraque,cuandovemoselpaisajeaunquenosparecequecorrespondealpresentelociertoesqueesunmosaicoderocascondiferentes orígenes, de distinta procedencia y también con edadesgeológicasmuy diversas. Y lo único que puede ayudarnos a desenredaresamadejaesunaaproximacióndesde laGeología.El tipode rocasquevamosaverhoy,elgranitodeOPindo,seformóenelinteriordelaTierraa unos 20 km de profundidad hace unos 305millones de años aunquequedóexpuestoen lasuperficiede laTierrahaceaproximadamente200millones de años cuando Galicia formaba parte del megacontinente dePangea.

Los granitos son el primertipoderocaqueseformóenGalicia, se puede decir queson las primeras rocasgallegas y constituyenaproximadamente la mitadde las rocas que vemos enGalicia. La excursión quevamos a hacer hoy tratar deexplicar como y cuandomateriales tan diversos sehanjuntadoenestelugarquellamamos el macizo de OPindo.

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Fase1.LasrocasdeGalicia.

SinembargolamayorpartedelasrocasqueconstituyenahoraGaliciasonmuchomásmodernas.Sedisponensegúnunaalineaciónarqueadaqueharecibido distintos nombres desde que fue definida por primera vez porLotze en 1945, entre otros: Arco o Rodilla Astúrica, Arco IberoArmoricano, Cinturón Varíscico (Martínez Catalán et al. 2009) y el másreciente,OroclinalIberoArmoricano,(BrandonWeiletal.2012).PeroestaestructurageológicanoselimitaaGaliciasinoqueseextiendealrestodelaPenínsulaIbéricayalaszonasvecinasdeEuropa.

Cadomian subduction-related orogeny (Cuesta et al., 2004; DíazGarcía, 2006; Fernández-Suárez et al., 1998; Gutiérrez-Alonso, 1996;Gutiérrez-Alonso and Fernández-Suárez, 1996; Gutiérrez-Alonso, etal., 2004). The Cadomian orogeny in northern Gondwana is thoughtto have developed along a Cordilleran-style convergent plate bound-ary, characterized by a landward-dipping subduction zone and a con-tinental magmatic arc (e.g., Cogné, 1990; Linnemann et al., 2007,2012). The Cadomian orogen in north Gondwana was followed bylithospheric thinning during the Late Cambrian to Early Ordovician(Díaz García, 2002; Díez Fernández et al., 2011, 2012; Díez Montes,2006; Martínez Catalán et al., 1992; Pérez-Estaún et al., 1991a;Valverde Vaquero et al., 2005), and ultimately to the formation ofthe Rheic Ocean.

Existing lithostratigraphic and paleontological data indicate thatmuch of the Western Europe Variscan Belt was located adjacent toNorth Africa during the early Paleozoic evolution of the Rheic(e.g. Martínez-Catalán et al., 2004; Robardet, 2002). The age andorigin of the basement to these sequences is poorly understood, andthus a definitive paleogeography has been elusive (Robardet, 2003).Early studies suggested that the basement of the Western EuropeVariscan Belt was part of the Paleoproterozoic ca. 2.0 Ga West Africancraton (Guerrot et al., 1989; Samson and D'Lemos, 1998). However,more recent detrital zircon studies have pointed to other potentialbasement sources in NW Iberia based on age populations ofMesoproterozoic (ca. 1.1–1.4 Ga), and Archean age (e.g., DíezFernández et al., 2010; Fernández-Suárez et al., 2000, 2002a,b;

N

N

N

S

S

S

GONDWANABALTICAVolcanic arc

Rheic Ocean

Iapetus-Tornquist Ocean

Peri-Gondwanan terrane

(500 - 490 Ma)(500 - 490 Ma)

(490 - 480 Ma)(490 - 480 Ma)

Middle Ordovician465 Ma

Cambrian-Ordovician500 Ma

LAURENTIA

SouthAmerica

Africa

GONDWANA

Siberia

Baltica

Iapetus Ocean

Taconic Arc

Avalonia Tornquist Ocean

FutureRheic Ocean

LAURENTIA

Africa

GONDWANA

Siberia

Baltica

Taconic ArcIapetus Ocean

AvaloniaGander Arc

Tornquist OceanRheic Ocean

Lithospheric mantle

Asthenospheric mantle

Upper alloch-thonous unitsEuropeanVariscan belt

Continents

Oceans/ophiolites

Early Carboniferous350 Ma

Early Silurian440 Ma

Laurentia

LAURUSSIA

Africa

Carolina

Arabia

India

Anta

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SouthAmerica

GONDWANA

Baltica

Siberia

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LAURENTIA

Africa

GONDWANA

Siberia

Baltica

Rheic Ocean

Avalonia

A

B

(350 - 340 Ma)(350 - 340 Ma)

Fig. 3. (A) Paleogeographic reconstruction depicting opening and closing of the Rheic Ocean. Major tectonic domains relevant to the Western Europe Variscan Belt are color codedas in the cross-sections of (B). (B) Schematic tectonic cross-sections for the time slices depicted in the paleogeographic maps of (A).Panel A reconstructions modified from Gómez Barreiro et al. (2007), Winchester et al. (2002) and Martínez Catalán et al. (2007). Panel B is modified from Martínez Catalán et al.(2007).

4 A.B. Weil et al. / Tectonophysics xxx (2012) xxx–xxx

Please cite this article as: Weil, A.B., et al., Kinematic constraints on buckling a lithospheric-scale orocline along the northern margin ofGondwana: A geologic synthesis, Tectonophysics (2012), http://dx.doi.org/10.1016/j.tecto.2012.10.006

Las rocas sedimentarias y volcánicas acrecionadas en el Oroclinal IberoArmoricanoseformaronensumayorpartebajoelaguadedosocéanosTornquistyRheicosituadosentreGondwana(Sudamérica,África,Arabia,India y Antártica) y Laurussia (Laurentia, Avalonia y Báltica) queconstituían el Mundo de entonces. Fueron comprimidas durante lacolisiónentreamboscontinentes,entre380y370millonesdeañosantesdeahora, siendo intensamenteplegadas,deformadasymetamorfizadas.Como se formaron lejos de su situación actual decimos que son rocasalóctonas.

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apparent stability of the margin indicated by thecontemporaneous deposits suggests that their geochem-istry could have been inherited from the source rocks.The Early Ordovician felsic magmatism has beeninterpreted as the result of extension in northernGondwana (Fig. 3b), where the crust and mantle,previously hydrated by long-lasting Cadomian

subduction, would have molten during decompression[24].

4.2. Continental rifting in the lower allochthon

Metavolcanic rocks of basic to acid types arecommon in the Schistose Domain, although never

J.R. Martínez Catalán et al. / C. R. Geoscience 341 (2009) 114–126 119

Fig. 3. Proposed stages in the tectonic evolution of North-West (NW) Iberia. CZ: Cantabrian Zone; LAT: lower allochthon thrust; LD: Lugo dome;LFT: Lalín-Forcarei thrust; MBT: Mondoñedo basal thrust; OST: out-of-sequence thrusts; PSD: Pico Sacro detachment; PTSZ: Porto-Tomar shearzone; VF: Viveiro fault. Modified after Martínez Catalán et al. [48].

Fig. 3. Stades proposés pour l’évolution tectonique du Nord-Ouest de l’Ibérie. CZ : Zone Cantabrique ; LAT : chevauchement de l’allochtoneinférieur ; LD : dôme de Lugo ; LFT : chevauchement de Lalín-Forcarei ; MBT : chevauchement de Mondoñedo ; OST : chevauchements «horsséquence » ; PSD : détachement de Pico Sacro ; PTSZ : zone de cisaillement de Porto-Tomar ; VF : faille de Viveiro. D’après Martínez Catalán et al.[48], modifié.

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Although post-subduction mylonitization deeply affected theMalpica–Tui Complex, modifying and reorienting nearly all of theearlier planar and linear fabrics towards their respective flow planes(e.g. L2 toward D5 shear zones; Fig. 3a and c), we conclude that theNE–SW trend preserved in the tonalitic orthogneisses is a reasonableapproximation to the original D1 flow vectors. It must be pointed out,however, that such a trend is estimated in present coordinates, andfor a section of the belt with a N–S attitude.

The same Variscan continental subduction system described hereis also exposed in Île de Groix, France (Fig. 1). There, Philippon et al.(2009) reported top-to-the-SE kinematics in D1 fabrics. Comingfrom a small island, it is difficult to put this datum in a regional struc-tural context since it is disconnected from the Armorican Massif.However, the Île de Groix lithologies and tectonometamorphic evolu-tion are comparable to that of the upper sequence exposed in thebasal units of NW Iberia (Díez Fernández et al., 2010), which occursin the long, normal limb of a large D2 fold-nappe (Díez Fernándezet al., 2011a). If the structural position is equivalent in Île de Groix,and the Ibero-Armorican Arc is restored to a straight trend (Weilet al., 2000), the D1 flow in the French section becomes similar tothat preserved in NW Iberia, that is, with its azimuth rotated clock-wise in relation to the trend of the orogenic belt (Fig. 1).

The interpretation of stretching lineations is always subject to somecontroversy, as its meaning may vary depending on the geometry ofthe shear zone (Passchier, 1998). The D1 event records very deep pro-cesses in the Variscan subduction system, where a significant compo-nent of pure shear might be expected. However, our field datasupport the existence of a dominant component of simple shear,since L1 and the D1 vorticity vector are perpendicular. We cannot dis-tinguish between monoclinic and triclinic symmetries but, in eithercase, the stretching lineation would tend to point to the shear direction(Lin et al., 1998).

In a suture zone, stretching normal to its regional trend would beconsistent with orthogonal subduction, whereas an oblique stretchinglineation would indicate strike-slip components. The NE–SW tectonicflowof the D1 deformation in theMalpica–Tui Complex supports a com-bination of normal and parallel components, acting together in this par-ticular plate boundary instead of being partitioned in separate faultzones. We consider that the flow reported here for D1 deformation rep-resents the coupling between the downgoing Gondwana plate and theoverriding Laurussian mantle wedge in a large and wide ductile shearzone dominated by simple shear. This megastructure affected a consid-erable section of the subducted continental crust and developed in anoblique subduction setting with a significant component of dextral mo-tion (Fig. 5).

Acknowledgements

The authors thank reviewers Michel Ballèvre and Brendan Murphy,as well as editor Damian Nance for many useful and constructive com-ments. This work was funded by research projects CGL2007-65338-C02-01 and -02/BTE of the Dirección General de Programas y Transfer-encia del Conocimiento (Spanish Ministry of Science and Innovation),co-financed by the European Funds of Regional Development (FEDER).

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GONDWANA

AfricaLAURENTIA

Avalonia

Carolina

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ctic

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SouthAmerica

LAURUSSIABALTICA

SIBERIA

UPPER DEVONIAN (ca. 380-370 Ma)

NW Iberiansection(Fig. 2)

Northern

Gondwana margin

Rh eicsu

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peri-Gondwanan terranes

Fig. 5. Suggested global plate kinematics during the Upper Devonian. Continental massdistribution based on Winchester et al. (2002) and Gómez Barreiro et al. (2007).

5R. Díez Fernández et al. / Gondwana Research xxx (2011) xxx–xxx

Please cite this article as: Díez Fernández, R., et al., The onset of the assembly of Pangaea in NW Iberia: Constraints on the kinematics of con-tinental subduction, Gondwana Res. (2011), doi:10.1016/j.gr.2011.08.004

LasrocasgraníticasyelrelievedeOPindo

DurantelaetapadecolisiónconsubducciónentreGondwanayLaurrusiase generó otro tipo de roca: las rocas graníticas senso lato que seformarondondeahoraestányporesodecimosquesonrocasautóctonas.Estos granitos se formaron durante la subducción de Gondwana bajoLaurrusia, lo que generó muchos cuerpos magmáticos que ascendieronhasta alcanzar la superficie terrestre (Pastor Galán 2013) donde sesituaron en forma de grandes volcanes. Posteriormente, principalmentedurante el Mesozoico (Grobe et al. 2014), la erosión arrasó tanto losmateriales acrecionados entre Gondwana y Laurrusia como los edificiosvolcánicos desarrollados en superficie. Ahora solo quedan sus raíces

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reference direction based on observed geologic structures (e.g., local fold axis orientation) and geometric constraints. Such resto-rations have an intrinsic error based on restoration path uncer-tainty, constraints on the reference direction, and the timing of magnetization acquisition, all of which have been well established in the Cantabrian Orocline (e.g., van der Voo et al., 1997; Weil et al., 2000, 2001; Weil, 2006; Tohver and Weil, 2008). Analyses of paleomagnetic sites from structural domains distributed around the arc of the orocline indicate clockwise rotations in the northern limb of the Cantabrian Orocline, counter-clockwise rotations in the southern limb, and complex interference folding in the hinge zone (Fig. 2). The unconformably overlying Early Permian conti-nental strata from both limbs of the orocline preserve a primary magnetization that records no vertical axis rotation (Weil et al., 2010) (Fig. 2). These data limit orocline development to have started after acquisition of the syntectonic remagnetization of thrust imbricated strata at 315 to 310 Ma and to have ended prior to deposition of the unconformable Early Permian strata at 299 Ma, consistent with the constraints provided by joint-set orienta-tion data.

LITHOSPHERIC RESPONSEOne of the most challenging questions concerning orocline

formation is the evolution of their three-dimensional (3-D) geometry. Do oroclines evolve as thick-skinned, lithospheric-scale structures, or are they thin-skinned features that terminate against crustal detachments? Extensive magmatism accompanied formation of the Cantabrian Orocline, which is interpreted to reflect a thick-skinned, lithospheric-scale response to active buckling (Gutiérrez-Alonso et al., 2004, 2011a, 2011b). Syn-orogenic Variscan granitoid magmatism was active from 345 Ma to 315 Ma and recorded the building and collapse of the Variscan belt (Fernández-Suárez et al., 2000). Subsequent post-orogenic magmatism comprises intrusive and volcanic rocks emplaced from 310 to 285 Ma, which are penecontemporaneous with, and slightly post-date, oroclinal buckling. The post-orogenic magmatic record consists of mantle and crustal derived melts that show systematic changes in their age, spatial distribution, petrology, and geochemistry and include significant foreland magmatism in the core of the Cantabrian Orocline (Gutiérrez-Alonso et al., 2011b).

Magmatism began in the orogenic hinterland region with intrusion of mantle and lower crustal derived mafic melts from 310 to 305 Ma (Fig. 3C). These mafic rocks and their accompanying granitoids are interpreted as a byproduct of decompressive mantle and lower crustal melting, caused by lithospheric extension around the outer orocline arc during buckling (Fig. 3). Thinning of the lithosphere in the outer arc, a concomitant rise of the asthenosphere, and coupled intrusion of gabbros resulted in a regionally elevated geothermal gradient across the arc. This increase in thermal energy resulted in melting of middle-upper crustal rocks still hot from Variscan orogenesis and led to intrusion of felsic, crustal derived magmas into the outer arc of the orocline between 305 and 295 Ma (Fernández-Suárez et al., 2000; Gutiérrez-Alonso et al., 2011b).

A different (albeit intimately related) magmatic history charac-terizes the inner arc of the orocline, where magmatism did not begin until 300 Ma and did not end until 285 Ma (Fig. 3D). Mag-matism in the core of the orocline (foreland) began with the

intrusion of mantle and lower crust-derived mafic rocks and granitoids and with widespread volcanism that continued until 292 Ma (Fig. 3D). This was followed by felsic, crustal-derived leu-cogranite magmatism that continued for another 7 m.y. in the foreland (Gutiérrez-Alonso et al., 2011b). The delayed onset of magmatism within the foreland is interpreted to reflect initial thickening of the lithospheric mantle in the core of the orocline, forming an orogenic root that subsequently became gravitation-ally unstable (Fig. 3). Delamination and sinking of the unstable root facilitated upwelling of hot asthenospheric mantle beneath

Figure 3. (A) Block diagram depicting the effect of lithospheric bending around a vertical axis and the resultant strain field (modified tangential longitudinal strain). Strain ellipses depict arc-parallel shortening in the inner arc and arc-parallel stretching in the outer arc. Note the different behavior of the mantle lithosphere in the inner and outer arcs and the increase in thickness of mantle lithosphere below the inner arc and thinning below the outer arc. (B) Snapshot illustration of arc development starting with a linear belt resulting from a Gondwana–Laurentia collision. (C) Second snapshot illustrating oroclinal bending, which causes lithospheric stretching in the outer arc and thickening beneath the inner arc (Gutiérrez-Alonso et al., 2004). (D) The final stage of oroclinal bending, depicting delamination and collapse of thickened lithospheric root beneath the inner arc, replacement of sinking lithosphere by upwelling asthenospheric mantle, and associated magmatism in the inner and outer arc regions. (E) Two tomographic views of the analogue modeled mantle lithosphere geometry after buckling around a vertical axis where the lithospheric root is developed under the inner arc (top—frontal view from the concave part of the model; bottom—view from below); 3-D coordinate axes given. (F) Tomographic 3-D image of the delaminated lithospheric root obtained with analogue modeling; 3-D coordinate axes given.

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5. Oroclines

Perhaps themost spectacular feature of either orogen is the Iberianorocline (or Iberian–Armorican Arc) of the Variscan orogen (Fig. 2).The orogen describes a 180° bend enclosing the Foreland fold andthrust belt with thrusts verging toward the oroclinal core; the

metamorphic hinterland that stretches south across Iberia comprisesthe south limb of the orocline while southernmost Britain and all ofArmorica constitute the north limb. Abundant paleomagnetic dataindicate that the orocline resulted from bending of an originally linearor almost linear orogen about a vertical axis of rotation (Weil et al.,2000; Weil, 2006) in the latest Carboniferous or earliest Permian time

Fig. 4.Major strike–slip faults of the Cordillera, at left, and the Variscan, at right. Both maps are plotted at the same scale. Cordilleran map modified after (Gabrielse et al., 2006) and(Johnston, 1999). Variscan map modified after (Martínez Catalán et al., 2007b).

Fig. 5. (a) Distribution (in red) of mid-Cretaceous plutons intruding the metamorphic hinterland and foreland regions of Cordillera. Grey shows coeval plutons of the Coast belt.(b) Detail of the northern Cordillera with N400 km of dextral Eocene slip along the Tintina trench fault restored. Location indicated by dashed box in (a). Plutons are contoured (longdash lines) by age (n=number of U-Pb zircon age determinations). (a) and (b) modified after (Mortensen et al., 2000), (Hart et al., 2004), and (Johnston, 2008). (c) Distribution ofthe main granitoid groups in the Variscan of NW Iberia, including post- and syn-tectonic tonalite-granite suites (dark and light grey, respectively) and post- and syn-tectonicleucogranites (red and pink, respectively). Modified after (Fernandez-Suarez et al., 2000b) and (Corretgé, 1983).

520 S.T. Johnston, G. Gutierrez-Alonso / Gondwana Research 17 (2010) 516–525

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millonesdeañosdespuéslaerosióndelarocaencajante(sedimentariaometamórfica,menosresistentea laerosión),expone la rocagraníticaensuperficie, (TwidaleyVidalRomaní1994,2005).EstoquieredecirqueelpaisajedelMacizodeOPindoseformóhace350millonesdeañosenelinterior de la Tierra y aparece en la superficie terrestre haceaproximadamente200millonesdeaños.Setrataportantodeunpaisajedeorigenendógeno.

Detodaslostiposdediaclasassindudaelqueesmorfológicamentemasrelevante es la de exfoliación (sheet structure) pues define el relieve enforma de domo la forma mas notoria (aunque no la única ni tampocoexclusiva),delosrelievesgraníticos(TwidaleyVidalRomaní,2005).EnelMacizodeOPindolasdiaclasasdeexfoliaciónsonlasquedansuaspectoactualalpicodeAMoaoaldePenafiel(Zulaufetal.2011ayb).

Sinembargo lasdiaclasasdeexfoliaciónyotrasestructurassimilares,noson el último episodio deformativo endógeno que afecta a las rocasintrusivasoplutónicas,sinomasbieneliniciodeuntipodedeformación,notan importantecomo lasheetstructureperosímuycaracterístico.Lovemosexpresadoenunaformacomoeltafoneocacholarelacionadaconladeformacióndelmacizorocosoenprofundidad,eneldominioelásticodedeformación.Aunquehasidoconsideradausualmentecomodeorigenexógeno pormeteorización física o química en la superficie de la tierra(Twidale y Vidal-Romaní 2005, Migon 2006) el tafone (cachola) es unaformadeorigenendógenoysegeneraalfinaldelaetapaintrusiva,yuna

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vezque lapartemasexternadelplutónhaquedadodivididaenbloquesdediferentestamañosydimensiones(Cloos1923).Estosbloques,cuandoson movilizados por pequeños desplazamientos y/o movimientosdiferenciales entre ellos, generan un último tipo de deformación en elcampo elástico, normalmente no considerado en Geología Estructural,aunquesíenMecánicadeRocas(LeonhardtyMönnig1975).Nosedaenla totalidad de los planos estructurales de la sheet structure, sino enpuntosespecíficosdeéstaenelcontactoentredosbloques(deformaciónpuntual en el campo elástico) (Vidal-Romaní 1991, 2008) donde segeneraráncargaspuntualesdevaloresmuyelevadosqueactúansobrelasuperficiedelbloque.

Pordebajodelpuntodeaplicaciónde lacarga las tensionescambiandecompresivasa tractivas, y la resistenciadel granitoa tracciónestáentre1/10 y 1/50 de la resistencia a compresión. Esto implica que aunque laroca se rompe lo hace a mucha profundidad, entre 10 y 24 km, y losefectosdeestadeformaciónno sepuedenapreciarhastaqueelbloquelleguealasuperficieterrestrequeescuandoseproduceelvaciadodelosvolúmenesderocaafectadadandoasílugaralaaparicióndelacachola.

Finalmenteotrotipodeforma,laspías(vasque)sepuedenvertambiénenlosrelievesgraníticos.Suorigenesunpocomascomplicadopuesalgunosautores piensan que son similares a los tafoni y otros piensan que seformanpordisolucióndelgranito,loque,considerandoqueelgranitoesinsolubleenelagua,puederesultarunpocochocante.

Cualquierpaisajedesarrolladosobrerocasgraníticas,yeldelPindoesunbuenejemplo,estáformadoporunaasociaciónocombinacióndeformas:diaclasas,tafoniypías,formadosenprofundidadyquesolopodemosvercuandolarocaquedaexpuestaensuperficieunavezquesehaerosionadolarocadondeintruyóelgranito;esloquesellamaunpaisajeendógeno.

Noobstantehayalgúntipodeformasdesarrolladasenlosgranitosquesiseformanensuperficie.EnelMacizodeOPindodestacamoslasmarmitasdegigante,sonmagníficaslasquepodemosverenelcaucedelXallasenÉzaro y las acanaladuras o rills que se forman en las superficies de lasgrandes llambrías (laxes) y que se formaron por los escurrimientos delaguadelalluvia.

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Fase 2. La fragmentación de Pangea y la definición del contorno deGalicia.

Durantelasiguienteetapa,elMesozoico,elprocesogeológicodominanteen Galicia fue casi exclusivamente la erosión. Galicia, como parte dePangea pasó por losmismos avatares que el resto delmegacontinente.Pero la erosión ha hecho desaparecer, con escasas excepciones, lasedimentacióncorrespondienteaestaetapa.

Al inicio del Mesozoico hace unos 200 millones de años durante elTriásico,PangeaempezóaromperseiniciándoselaindividualizacióndelaPenínsulaIbéricaconeldesarrollodesurasgomáscaracterístico:lalíneadecostadeGalicia,tantoalnortecomoaloestedefinidaporimponentesacantilados de origen tectónico y no por erosión marina (acantiladosintraplaca). Ese característico ángulo recto entre el Cantábrico y elAtlánticosedebealaactividaddeunpuntotriple(aperturade3dorsalesmedioceánicas).

Losprimerossedimentosmarinosdepositadosenelperímetromarinodela Península Ibérica (que entonces sería una isla), corresponden alCretácico,haceunos100millonesdeaños.Esenestemomentocuandoelmar llega por primera vez a la costa gallega. En esta etapa el rasgodominantedelacostagallegaeraeldeunacostadeacantiladosdeorigentectónicoquesonelresultadodelaroturadePangea.

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Fase3.LatectónicaAlpinayelrelieveactualdeGalicia.

Durante el Mesozoico la costa atlántica estuvo sometida a un régimendistensivo,alcorresponderaunbordedeplacapasivocomocorrespondeadosplacaslitosfericasquesealejanysituadasaambosladosdelOcéanoAtlántico.Sinembargo, lasituacióncambiaenGaliciaduranteCenozoicoespecialmente durante el Paleógeno o Terciario inferior (entre 65 y 35millonesdeañosantesdeahora),(Ribeiro2002)debidoalaconvergenciaentrelaPlacaEuroasiáticaylaPlacaIbéricaloqueconviertelacostanorte(o Cantábrica) de Galicia en un borde compresivo (Gallastegui Suárez2000).

A consecuencia de esta compresión o colisión se formará la CordilleraCantábrica y asociada a ella se produce el levantamiento de la costagallega y en el caso que nos ocupa ahora, delMacizo de El Pindo. Enrespuesta al levantamiento paleógeno los ríos se encajan en sus valles,formándoselasríasgalaicoportuguesas.EnelmacizodeOPindoelúnicorío que lo atraviesa, el Xallas, muestra aun las huellas de eselevantamientopues sudesembocaduraenelmarnoesanivel, comoelrestode losríosgallegos,sinoen lahermosacascada(cadoiro, fervenza)deOÉzaro.

Lacostagallega:hundimientoversuslevantamiento.

Unadelasconsecuenciasdeestanuevainterpretacióndelaevolucióndelrelieve gallego es que, contra lo que se pensaba hasta ahora, la costagallega es una costa de levantamiento, como se deduce (Viveen et al.2012, 2013a y b) del estudio de las terrazas delMiño en su tramo finalentreAsNevesyelmar.YlashuellasdelevantamientonoselimitanaladesembocaduradelrioMiño,sinoquesereconocenalolargodetodalacosta galaico-portuguesaalnorteyalsur del Miño (Minho),en forma de nivelesmarinos situados adistintas alturas sobreel nivel del mar en lacosta atlántica deIberia y en especial enlacascadadeÉzaro.

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Fase4.ElPleistocenoolaEdaddeloshielosenGalicia:suinfluenciaenlacostagallega.

Enefecto,ellevantamientodelrelievedeGaliciaduranteelTerciariotuvounos efectos colaterales que se dejan sentir durante el Pleistoceno(últimos2,58millonesdeaños).Enestaetapadelahistoriageológicadela Tierra se produjo una alternancia de 20 fases glaciales con 20 fasesinterglaciales extendidas a toda la Tierra y que en Galicia tienen undesarrollo muy peculiar. A pesar de que la Península Ibérica está muyalejadadelfrentedelmáximoavancedeloshielosdelHemisferioNorte,latectónicaterciariaprodujoelevacionesselectivasenelrelievedetodalaCordillera cantábrica, desde los Pirineos hasta Galicia. Los relievessituados a cotas de 1000 m, o superiores, se convierten en áreas deacumulacióndenieveprimero, que luegoevolucionahacia hielo glaciar.Pero el glaciarismo pleistoceno de Galicia es cuantitativamente pocorelevante al situarse elMonte Pindo por debajo de la cota de los 1000metros y a lo sumo tantoO Pindo como los vecinosMontes deA Ruñasolo se vieron afectadas por procesos periglaciares peronunca glaciares(Sanjurjoetal.,2009).

Elvaciadodelasrías.

Sin embargo el principal efecto del alternativo enfriamiento ycalentamiento del clima mundial durante los últimos 2,58 millones deaños,enGaliciayportantoenlazonadeOPindonoestuvoenlaaccióndelosprocesosglaciaresenlasmontañas,sinoensusefectoscolateralesenlalíneadecosta.DuranteelCuaternarioelniveldelmarpasadeestardesde unos 50 m por encima del nivel actual durante las etapasinterglacialesaunos-200mpordebajodelnivelactualdurantelasetapasglaciales.Larepeticióndelaoscilacióndelniveldebaseseproducehasta40vecesduranteelPleistocenoysumayorefectoestáenlareactivacióndelosprocesoserosivosfluvialesenlaszonasmascercanasalacosta.Sinembargodadalanaturalezarocosodel lechodelXallasensutramofinalapenashadebidodemodificarsedurantetodoelCuaternario.Alosumolos efectos de estos cambios eustáticos producirían que la cascada delXallas durante las etapas glaciales presentase un aspecto ligeramentediferentealactual,alcaerlasaguasdelrio,nosobreelmarcomoocurreahorasinosobreelmismorío,dándoletalvezunaspectosimilaraldelrioToxa en Pontevedra, aunque sin duda mas espectacular. Por todo estopodemos decir que la cascada del Xallas se ha debidomantenermas omenoscomoahoralavemosdurantetodoelCuaternarioyposiblementedurantemuchosmillonesdeañosatrás.Es irónicopensarque loqueno

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LosepisodioseólicosduranteelPleistocenoenGalicia

La erosión fluvial durante las fases glaciares e interglaciares en la costagallegafue,obviamente,soloactivaenelámbitoestrictodelasrías.Peroen los interfluvios entre rías otros procesos sedimentarios han dejadoregistros, aunque a veces alcanzan una gran antigüedad (hasta 300 ka,Trindadeetal.2013)entodalacostagallega.

Eselcasodelosmantosdearenaseólicas,quecubrierontodalacostacondunas trepadoras y que hoy aun se pueden reconocer. La formación deeste tipo de dunas es contemporánea con las etapas glaciares a escalamundial,conunniveldelmarpordebajodelactual.

Hay muchos afloramientos de dunas pleistocenas en la costa gallega,aunquesuelenpasardesapercibidasalhabersedesarrolladosuelossobreellas.Lasdunaspleistocenassecomenzaríanaformardurantelasetapasglaciales en la línea de costa, a veces hasta a 40 km de distancia de lacostaactual.Luego,alfinaldecadaglaciaciónyamedidaqueelmaribarecuperandosunivelactual,semoveríanhacialacostaimpulsadasporelvientohastaquedarretenidascontralosrelievesrocososmásfirmes.

Debieronrecubrirgranpartede los relievesrocososcosterosdemaneramuy similar a comoocurre ahora enDoniños, Frouxeira, Playa de Trece(Xaviña), Monte Branco (Ponteceso, Anllóns), Cabo de Home, Cíes, ALanzada,OGrove,etc.,ydeahísunombrededunasrampantesodunastrepadoras.Aunqueahora las vemosalbordede la costa,han recorridouna gran distancia desde su situación original al borde delmar, a veceshasta40kmdedistanciamoviéndoseimpulsadasporelvientohastallegaralacostarocosa.

En la actualidad estas dunas, al no poder recibir más aportes de arenapues lasubidadelniveldelmarduranteelHolocenohacubiertoeláreafuente, están siendo destruidas por el viento que las transforma enacumulaciones tabulares de arena que la vegetación colonizarápidamente.

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