“A Geomorfologia do Noroeste Peninsular” Porto 2002 • Faculdade de Letras da Universidade do Porto
DINÁMICA GEOMORFOLÓGICA Y EVOLUCIÓN SEDIMENTARIA DEL SUDESTE DE GALICIA (NOROESTE DE LA PENÍSULA IBÉRICA) DURANTE LA SEGUNDA MITAD DEL TERCIARIO E INICIOS DEL CUATERNARIO AUGUSTO PÉREZ ALBERTI1
RESUMEN
En el presente trabajo se analiza la evolución del relieve del sudeste de Galicia a lo largo del transito Terciario/Cuaternario. Se ha constatado que a lo largo de este extenso período de tiempo se han producido amplios levantamientos y hundimientos tectónicos que han dado lugar a la apertura de pequeñas cuencas extensionales y a un intenso encajamiento de la red fluvial. El análisis de los depósitos acumulados en una las cuencas existentes, la de Maceda, ha permitido conocer la importancia de los cambios climáticos que se han sucedido durante buena parte del Terciario e inicios del Cuaternario. A lo largo de la segunda mitad del Terciario, las condiciones climáticas tropicales favorecieron la intensa alteración de los materiales. Por el contrario, el transito Terciario/ Cuaternario estuvo marcado por condiciones de mayor aridez lo que motivó un aintensa erosión de las laderas y la génesis de formaciones sedimentarias bien diferenciadas de las anteriores . La abundancia de agua durante extensos períodos del Terciario favoreció, además, la presencia de cauces de agua que, al combinarse con levantamientos y hundimientos de bloques, dieron origen a formas horizontales y verticales encadenadas. Este juego de bloques funcionó, por lo menos, hasta comienzos del Cuaternario. 1 Departamento de Geografia, Universidade de Santiago de Compostela, Praza da Universidade, 1, 15782 Santiago de
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Augusto Pérez Alberti
PALABRAS CLAVE: Paleoalteración, paleoambiente, paleoclimatología, Terciario, Sedimentología, neotectónica, Geomorfología, Galicia.
ABSTRACT
In this work the evolution of the southeasterly relief of Galicia during the end of the Tertiart and the begin of Quaternary is analyzed. It has been verified that along this long period of time an extensive tectonic activity was the cause of the opening of small basins and of the deepening of the fluvial network. The analysis of the deposits accumulated in the Maceda basin, has allowed to know the importance of the climatic changes during the Tertiary and Quaternary. During the second half of the Tertiary, the tropical climatic conditions favored the intense weathering of the materials. On the other hand, the pass from Tertiary to Quaternary was defined by a higher aridity, and a subsequent erosion in the slopes, and the development of sedimentary facies different of the previous ones. The abundance of water during long periods of Tertiary also favoured the presence of rivers, which combined with the tectonic uplifting and downlifting, leads to horizontal and vertical landforms. The tectonic movements were active, at least till the Early Quaternary
KEY WORDS: Palaeoweathering, palaeoenvironment, palaeoclimatology, Tertiary, Sedimentology, neotectonics, Geomorphology, Galicia.
1. INTRODUCCIÓN
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Desde el punto de vista morfológico, el principal rasgo del noroeste de la Península Ibérica es el encadenamiento de áreas perfectamente planas a diferentes altitud cortadas perpendicularmente por valles intensamente encajados. A escala 1:250.000 es posible diferenciar once niveles de superficies con rasgos claros de aplanamiento (PÉREZ ALBERTI, 1986). Es evidente que el número será diferente si se realiza un análisis a escala mayor. Centrándonos en la región estudiada (Figura 1) se observa con nitidez la existencia de cinco niveles emplazados a 800, 900, 1000, 1500 y 1700 m de altitud . A ello debemos añadirle la presencia de las depresiones de Maceda, a 580 metros; A Limia, a 600 y Monterrei, a 400 m . Un estudio detallado permite comprobar como desde la depresión de Maceda, por ejemplo, se asciende al nivel de los 800 m, por el oeste, y de los 1000, por el este. Desde A Limia se asciende a los niveles de 800 y 900 metros. Otro tanto sucede si ascendemos desde la Depresión de Monterrei.
Figura 1- Situación del área de estudio.
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Dentro del Macizo de Manzaneda se encuentra un nivel a 1000 metros en su sector occidental (el nivel de O Rodicio) y otro a 900 m. en el oriental ( el nivel de Manzaneda). En la Serra de Queixa existen dos niveles claros: uno a 1700 metros, que es el de cumbres, que se estira entre el Cabeza Grande de Manzaneda y el Pico Seixo, pasando por los Sistis, y otro a 1500 metros, que aparece hacia el este. Y si la horizontalidad es uno de los rasgos definidores del relieve del sudeste, otro es la presencia de valles muy encajados bordeados por laderas de fuerte pendiente. Es el caso del Sil a lo largo de su recorrido en Galicia, entre la depresión de Valdeorras en el este y Os Peares en el oeste; del Bibei casi desde sus fuentes en el Macizo de Trevinca, y del Camba, Xares, Ribeira Grande, Ribeira Pequena, Cerveira, Conso, entre otros.
2. EL PAPEL DE LOS MOVIMIENTOS TECTÓNICOS EN LA GÉNESIS DEL NOROESTE DE LA P ENÍNSULA I BÉRICA .
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Es conocido que durante la orogenia Herciniana (MATTE,1968; J.R. PARGA,1969, o CAPDEVILLA y FLOOR, 1970), especialmente en su fase final, el territorio gallego se fragmentó en numerosas parcelas siguiendo una serie de fracturas conjugadas NE-SO, con direcciones que oscilan alrededor de los 500N con desplazamiento horizontal del bloque sudoeste hacia el nordeste (PARGA PEINADOR 1969). Este juego de fracturas ha tenido un gran desarrollo en el área del Sudeste de Galicia. En el sector de la Depresión de Maceda, por ejemplo, se observa una serie de fracturas NO-SE, en la que sobresale la red de fallas del Rodicio que se alargan desde el sector de Xunqueira de Espadañedo hacia el NW y hacia Baldrei y desde aquí hasta el sector de Santa Marta, y otra en dirección NE-SW entre la que se enmarca la falla de A Costa que sigue el río do Castelo. Esta red de fracturas hercínicas jugó un papel fundamental en fases posteriores. Pese a que la existencia de movimientos tectónicos ha sido considerada como fundamental en la evolución del relieve del Noroeste, no lo es menos que prácticamente no se ha analizado a Galicia en su conjunto ni se ha planteado la existencia de una dinámica geotectónica de bloques diferenciados. Se sabe que en la actualidad Galicia forma parte de un margen estable del continente europeo. Gracias a los estudios realizados por E. Tex (1981), J.L. Auxietre & J.P. Dunand (1978), J.R. Vanney et al. (1979), G. Boillot (1984), Comas, M.C, Boillot, G. (1984), H. Rojouan (1987), Regnauld, H. y Rojouan, F. (1990): se pueden engarzar muchos de los de los elementos sueltos. La existencia de dos ritfs, uno situado en el actual Golfo de Vizcaya y otro separando la Península Ibérica de América del Norte marcarían el inicio de la etapa fundamental de la génesis del Atlántico y de la evolución geotectónica de
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Galicia. Según los estudios realizados por J.R. Vanney et al. (1979), a comienzos del Mesozoico se inició una fase de rifting, de separación, de los continentes. Durante el Jurásico o Cretácico inicial se produjo la separación de la Placa Ibérica de la americana. La consiguiente apertura dio lugar all hundimiento de bloques en la plataforma gallega de la que perduran restos aislados. La apertura del Atlántico a partir de un rift ha engendrado, como ya ha comentado Pannekoek (1966, 1970), toda una red de fracturas N-S. Muchas de ellas han desaparecido bajo las aguas aunque se intuyen en la plataforma continental, y otras están presentes en Galicia. Es el caso de lasque siguen la depresión meridiana entre Carballo al N y Tui al S; la que se estira, más al oeste, entre Cabo Silleiro y A Guarda y continúa por Portugal, o las que siguen los ríos Tea, en O Condado, Gallo, cerca de Cuntis, el río Avia, en el Ribeiro y, más al E, la depresión de Monterrei que se continúa hacia Chaves en Portugal Durante el Cretácico superior se inició la apertura del Golfo de Vizcaya. Ello ha tenido que influir sin duda en revitalizar toda la extensa red de fracturas tardihercínicas. Durante un tiempo la Placa Ibérica se individualizó de la Placa Euroasiática abriéndose un canal de comunicación entre el Atlántico y el Mar de Thetys. Posteriormente este canal desapareció chocando las placas Ibérica y Euroasiática dando comienzo a la orogenia Alpina. En el Eoceno el margen atlántico se volvió inestable, al producirse el estrechamiento del Golfo de Vizcaya, lo que provocó una sucesión de levantamientos y hundimientos de bloques ya marcados por la red de fracturas existente, generada, en parte, durante la orogenia hercínica. A finales de este período o comienzos del Oligoceno, el proceso de colisión entre las placas Ibérica y Euroasiática se detuvo con lo que se producirían nuevos momentos de descompresión tectónica. Los datos aportados por H. Regnauld y F. Rojouan (1990), apuntan en la misma dirección. A nuestro entender la presencia de aplanamientos, depresiones y valles encajados están en íntima relación con este juego de bloques que se ha desarrollado en el margen continental siguiendo, en muchos casos, las líneas marcadas durante el Herciniano, y que, con mayor o menor vitalidad, ha continuado hasta los inicios del Cuaternario. Por otra parte, la existencia de una red fluvial profundamente encajada y la orla de depresiones tectónicas existentes en el Sudeste de Galicia hay que enmarcarla dentro de esta dinámica geotectónica dado que es difícil de explicar como resultado de los hipotéticos cambios que se hubieran producido en su nivel de base o en su caudal y que hubieran acelerado su incisión. Las razones climáticas no bastan para explicar la génesis de los encajamientos. Hay que pensar en fenómenos de antecedencia lo que supone una inadaptación
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de la red fluvial instalada con anterioridad a los bloques que corta (PÉREZ ALBERTI, 1991, 1993). Ello implica la persistencia de la disección al tiempo que se está produciendo el levantamiento de un bloque. Aquel debe ser lento para que no provoque desviaciones fuertes en la red de drenaje y, por otra parte, los cauces de agua deben poseer la suficiente potencia y caudal que les permitan “serrar” el terreno. Si analizamos la región sudoriental, vemos que el Sil se encaja al sur de la depresión de Lemos o que el Bibei rompe la superficie de aplanamiento de los 900 metros. Otro tanto sucede con el Navea, el Xares, Camba o Miño. En este caso se encaja en la superficie de Chantada. Tenemos, pues, la imagen de unas teclas de piano encima de las que se incrusta la red fluvial. Su encajamiento es indicativo de un juego de bloques, en el que unos se levantaron más y otros menos, unos antes y otros después, mientras que los hubo que bascularon ligeramente. Todo ello motivaría que el Sil se encajase en la superficie de los 800 metros al mismo tiempo que se hundía el bloque que daría lugar a la depresión de Lemos lo que explica que el río no circule por ella. El Sil se encajaba progresivamente en el sector norte del bloque de Manzaneda y, por el contrario, no lo hacía en aquellos sectores que se hundían, caso de El Bierzo, Valdeorras o Quiroga. El juego de bloques de Lemos, Terra Cha, Sarria, Montes do Incio etc. ha sido el motivo de que las aguas del antiguo Miño se encajasen en la superficie de Chantada al quedar separada la Terra Cha del bloque de O Corgo. Los ríos Bibei, Xares, Navea, Conso, etc. se irían encajando a medida que se levantaba el Macizo de Manzaneda.
3. LAS FORMACIONES SEDIMENTARIAS : EL EJEMPLO DE MACEDA
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Y al lado de esta dinámica geotectónica que condicionó las grandes líneas del relieve del sector, hay que situar la existencia de abundantes acumulaciones sedimentarias en las diferentes depresiones tectónicas y en su entorno. Centrándonos en Maceda, hemos diferenciado cinco formaciones sedimentarias (PÉREZ ALBERTI, A. 1982, 1991, 1993) que ofrecen secuencias deposicionales diferentes y que ocupan de manera desigual el fondo de la depresión y, en menor medida, en sus bordes orientales. Las hemos denominado, en función del lugar en el que hemos encontrado los cortes más representativos. Son, de la más antigua a la más reciente, las formaciones Pias, Veigacha, Arnuide, Niñodaguia y Baldrei (Figura 2). A ellas habría que añadirle los depósitos de terraza del Tioira, más recientes, que no vamos a analizar en el presente trabajo.
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7 Figura 2: Formaciones superficiales de la Depresión de Maceda.
3.1. LA FORMACIÓN PIAS Los depósitos de la formación Pías se encuentran en el borde oriental de la depresión, sobre todo en el entorno de la aldea de Pías, a una altitud de unos 700
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m aproximadamente y en lugares muy concretos situados más al norte y sur. En los afloramientos abiertos por las carreteras que unen Baldrei con Arnuide y Pías con Maceda, frente a la aldea citada, en una ladera que asciende suavemente hacia la Serra de San Mamede, se puede ver un buen ejemplo. Se trata de un depósito de unos cuatro metros de potencia, con una coloración rojo intenso. Sobresalen facies limo-arcillosas, en las que se incrustan otras compuestas por materiales clasto-soportados masivos, con cantos heterométricos de esquisto muy alterado, y de cuarzo y cuarcita angulosos. Una de las características más sobresalientes que se observan en los diferentes cortes es la existencia de suelos de fragipan caracterizados por numerosas grietas que rompen vertical y horizontalmente a los depósitos y que se encuentran rellenas de arcillas con una coloración ocre. (Figura 3). Las grietas no suelen superar los 10-15 cm. de ancho.
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Figura 3 - Afloramiento de la Formación Pías.
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3.2.- LA FORMACIÓN VEIGACHÁ. Los depóistos de formación Veigacha son visbles a lo largo y ancho de la cuenca. La potencia vista en diversos lugares se sitúa entre los 10-15 metros.En la aldea de Veigachá se encuentran los cortes más característicos, situados en el sector centro-noroccidental de la depresión. Se trata de acumulaciones arcillo-arenosos con intercalaciones de estratos ricos en materia orgánica (Figura 4). De muro a techo se observan niveles alternantes de arcillas verdoso-grisáceas, arenas y arcillas pardo-negruzcas muy ricas en materia orgánica, repitiéndose la serie varias veces. Las capas tienen, por lo general, unos 5 grados de buzamiento. Existe una buena estratificación siendo perfectamente visibles la existencia de grietas de desecación, posteriormente rellenas por arenas, y bioturbaciones. Ocasionalmente aparecen costras ferruginosas que no llegan a cementar a los materiales, relacionadas, sin duda, con las oscilaciones de la capa freática. En lugares muy concretos existen materiales de color burdeos y amarillentas que contrastan con los grises verdosos del resto. En la figura 5 se describe la sucesión de facies visible en una de las canteras existentes en el área de Veigachá. Fosilizando a la formación Veigachá hallamos materiales de la que hemos denominado formación Niñodaguia. Su contacto es erosivo.
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Figura 4 - Formación Veigachá (B) debajo de la Formación Niñodaguia (A).
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Más al sureste, en el sector oriental de la actual depresión, muy cerca del escarpe de falla del Rodicio, en un lugar próximo a Paioso, nos encontramos con otra cantera en la que los cortes presentan características semejantes al corte oriental del Rodicio. Situado a unos 640 m de altitud, su potencia vista es de unos 10 metros. Si bien se repiten ciertas facies observadas en los lugares anteriormente citados, dominan secuencias más uniformes compuestas por arcillas masivas, muy ricas en materia orgánica. No se ven huellas de transporte, ni grietas de desecación ni bioturbaciones. Las líneas de diaclasación por cambios de volumen son frecuentes. Se observa, por otra parte, hidroturbaciones. El depósito aparece fosilizado por materiales del pequeño abanico aluvial de Tiora . Igual que en Veigachá entre ambos existen huellas claras de erosión. En el sudoeste de la cuenca, en la carretera que desde el Santuario de Os Milagros se dirige a Baños de Molgas a unos 560-570 m de altitud, podemos analizar otro corte abierto en la formación Veigachá, de unos 7 m de potencia, en el que los niveles de arena y arcillas se intercalan. La coloración predominante es la grisácea-verdosa. Como en otros lugares, el depósito se halla fosilizado por la Formación Niñodaguia que se encuentra prácticamente desmantelada. Ligeramente más al norte, en el margen izquierdo de la carretera de Maceda a Os Milagros, a unos 570 m de altitud la formación ofrece la alternancia de arenas y arcillas, con predominio de las primeras. Se observan estratificaciones cruzadas y costras de hierro. Nos hallamos, pues, en una área en la que, debido a la alternancia de distintos niveles de agua, se producirían fenómenos de humedad/ desecación adquiriendo el depósito, en algunos lugares, una coloración violácea.
3.3. LA
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FORMACIÓN
A RNUIDE .
La formación Arnuide está presente en el sector sudeste de la depresión, a una altitud que varía entre los 560 y los 580 metros. Se trata de una formación detrítica de unos 10-12 metros de potencia vista en la que dominan facies clastosoportadas compuestas por gravas y cantos angulosos o subredondeados de tamaño centimétrico con un disminución del tamaño del eje mayor hacia el centro de la depresión. En algunos lugares aparecen paleocanales rellenos con materiales más rodados. Son frecuentes las estratificaciones cruzadas. Todo el conjunto ofrece una coloración blanco-grisáceo, aunque, ocasionalmente, dominan las coloraciones ocres. La formación Arnuide se interestratifica en la formación Veigachá generando secuencias más contrastadas en las que se intercalan facies en las que domina los materiales limo-arcillosos con otras en las que lo hacen las arenas o las gravas.
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11 Figura 5 - Secuencia deposicional típica de los bordes de la Formación Niñodaguia.
Cerca del pueblo de Arnuide, en su campo de fútbol, se puede observar el mejor de los cortes existentes (Figura 6). Al tratarse de un depósito emplazado en un sector más próximal el grado de rodamiento de los cantos es menor. Su estructura demuestra la alternancia de numerosos niveles intertestratificados, con
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gran cantidad de paleocanales rellenos lo que demuestra la clásica disposición interna de un abanico aluvial (aluvial fan) que se alargaba hacia el sudoeste de la cuenca incrustándose en la formación Veigachá y cortando en algunos lugares a la formación Pías (Figura 7).
Figura 6 - Formación Arnuide.
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Figura 7 - Formación Pías (B) cortada por la Formación Arnuide (A).
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Muy cerca de Os Milagros, las facies de la formación son más arenosas. Siguen observándose magníficos ejemplos de cortes y rellenos (cut and fill).En la base de algunos de ellos se han generado costras de hierro(Figura 8).
Figura 8 - Formación Arnuide en Os Milagros.
3.4. LA FORMACIÓN N IÑODIA. Como ya se ha adelantado, la Formación Niñodaguia fosiliza en muchos lugares a la Formación Veigachá. Su extensión es, pues, considerable. Actualmente se pueden observar amplias áreas en las que esta formación todavía está presente. Son, entre otras, la que se encuentra situada al este del río Niñodaguia, entre su cauce y el del Covelo, el sector Baldrei-Tioira, al Sur del Río Tioira, en el Monte Medo, en donde se asienta el Santuario de Os Milagros y más hacia el sudoeste, en los cerros conocidos como Corno y A Chaira. Su altitud varía de un sector a otro. En el primero de los comentados se sitúa a 570 m, en el segundo a 570 m, en Os Milagros y Chaira a 590 m, lo mismo que en el sector de Pías, en el sector sudeste. Por ejemplo, en Veigachá, en el mismo lugar que hemos citado al hablar de la formación de este nombre, a una altitud de 570 m se encuentran cortes muy representativos (Figura 9). Se trata de depósitos cuya potencia varía de un lugar
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a otro, aunque no suele superar los dos metros. Alternan facies clasto soportadas compuestas por cantos angulosos o subredondeados con otras matriz-soportadas limo-arcillosas. Dominan los cantos de cuarzo y cuarcita con tamaños que pueden llegar a los 40 cm. Normalmente no suelen superar los 15-20 cm. Algunos se hallan penetrados por hierro. El exterior aparece lixiviado mientras en el interior se puede ver una aureola de color rojizo. Excepcionalmente se encuentra algún canto de granito muy alterado. Todo el conjunto ofrece coloraciones ocre-rojizas. El contacto entre la Formación Veigachá y la Niñodaguia es erosivo.
Figura 9 - Formación Niñodaguia.
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Más hacia el nordeste, cerca de Baldrei, a medio camino entre Baldrei y A Costa, por la carretera que desde aquella localidad llega a Arnuide, se puede analizar nuevamente a la Formación Niñodaguia situada a la misma altitud de Veigachá: 570 m . Su potencia vista es de nuevo del orden de los 2 m . También muy cerca de la aldea de Pías se halla otro buen afloramiento, de los muchos que es posible analizar a lo largo y ancho de la depresión. Se accede a él por la pista forestal que va desde Pías a Os Milagros y se halla a 600 m de altitud.
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3.5.- LA
FORMACIÓN
B ALDREI.
La formación Baldrei es la más discontínua que las anteriores y de menor esxtensión por lo que no es posible cartografiarla a escala pequeña. Se localiza en diferentes lugares del sector oriental de la depresión de Maceda y, sobre todo en el área de Casetas de Rodicio. El primer afloramiento analizado encuentra cerca de la aldea de Baldrei. Se trata de un depósito de unos dos metros de potencia vista, discontinuo en el espacio, que se ubica en la margen occidental de la depresión, cerca del escarpe del Rodicio, en un lugar en el que la pendiente se suaviza. Está compuesto facies clasto-soportadas en la s que dominan cantos angulosos de cuarzo, cuarcita y de esquisto poco alterado embutidos en una matriz limosa. En otros momentos estos materiales se explotaron por su riqueza en estaño. Otro de los afloramientos más representativos de la formación aparece en el lugar de Casetas do Rodicio a 960 m, encima de una ladera suavemente inclinada hacia el N-NE, enmarcada dentro del nivel aplanado de los 1000 metros. El depósito está compuesto por cantos de cuarzo y cuarcita angulosos, con algunos de esquisto poco alterado, dentro de una matriz limosa (Figura 10). Los cantos no suelen presentar gran tamaño, predominando los de 10-15 cm . La potencia visible supera los 2 m y los materiales presentan unas coloraciones ocre-rojizas. El área fuente es el sur.
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Figura 10 - Formación Baldrei.
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4.- LA EVOLUCIÓN GEOMORFOLÓGICA.
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Del estudio comparativo con otras cuencas próximas se deduce que la cuenca comenzó a abrirse a partir del Eoceno (Figura 11). En estos momentos el bloque occidental bascularía hacia el este mientras que el oriental se iría levantando siguiendo la red de fallas de O Rodicio, O Castelo y Baños de Molgas. Comenzaría así a formarse una clara cuenca intramontañosa asociadas a las de A Limia, Monterrei y, lo que es de resaltar, Montederramo, posteriormente abortada. En estos momentos dominaría un clima con un predominio claro de la edafogénesis. Del análisis de las facies sedimentarias y de los estudios realizados por otros autores como Nonn (1966, 1969) o Herail (1981, 1982), con los que hay evidentes coincidencias, se deduce que el clima era tropical, cálido y con abundante humedad. Ello, unido a la desmembración de la red fluvial que se había desarticulado a causa de los movimientos tectónicos, habría propiciado la formación de zonas lacustres. En ellas se depositarían, en primer lugar, los materiales de la formación Pías. La subsidencia continuaría, aumentando el área lacustre, lo que propiciaría la deposición de la formación Veigachá durante una etapa que se situaría entre la apertura de la cuenca y el inicio del levantamiento del Rodicio, posiblemente, a lo largo del Mioceno inferior. El fondo de la cuenca de sedimentación se encontraría situada en el sector occidental de la actual depresión. En aquella zona se irían depositando de manera más continua, arcillas ricas en materia orgánica. Hacia los bordes la estratificación sería más discontinua alternándose las arcillas, arenas y arcillas muy ricas en materia orgánica, lo que indica que en ciertos momentos las aguas bajarían de nivel y con ello se producirían bioturbaciones, grietas de desecación, etc.. No habría una área fuente precisa; más bien los materiales procederían de todo el entorno que debía caracterizarse, teniendo en cuenta el tipo de arcillas –predominio de la caolinita (PÉREZ ALBERTI, A. 1991, 1993)- por un relieve suavemente ondulado, poco contrastado, lo que permitiría una alteración intensa de las vertientes, o sea un predominio de la edafogénesis. La mayor concentración de agua que descendía del sector en el que se encuentra en la actualidad la sierra de San Mamede, favorecería la génesis de la formación Arnuide, que se inter-estratificaría con la formación Veigachá al este de Os Milagros, en el sector sudoriental de la cuenca. Después de ello el clima se volvió más seco lo que motivó la desaparición de la zona lacustre y la aparición de procesos de disección que degradarían los depósitos acumulados; se iniciaría un predominio de la morfogénesis. Ello explicaría la discordancia erosiva entre la formación Veigachá y la Niñodaguia. Más recientemente, las aguas comenzarían a fluir hacia el Sur.
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Figura 11 - Etapas de sedimentación y neotectónica en la Depresión de Maceda.
17 La existencia de una mayor humedad y, posiblemente una mayor inestabilidad tectónica, favorecería la existencia de condiciones de mayor agresividad en el transporte y la génesis de formación del glacis de derrame de Niñodaguia. Los cantos penetrados por hierro y las costras ferruginosas, que se encuentran en los materiales de esta formación, como en la de Arnuide e incluso en la parte superior de la Veigachá, indican la existencia de unas condiciones climáticas que no se habrían dado anteriormente.
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Pensamos que la formación Niñodaguia puede ser una etapa inicial de la que, ya en el Plioceno, dará lugar, en un ambiente climático más seco, con aguas más episódicas y torrenciales, asociadas a un momento de inestabilidad tectónica que originarán toda una amplia serie de abanicos entre los que se encuentran los depósitos de Las Médulas y Caldesiños. Podemos situarla en una etapa MioPliocénica. En estos momentos serían levantados los sedimentos de Pías, Arnuide, Veigachá y Niñodaguia cuando se revitalizaron las fracturas de la cuenca de Maceda: O Rodicio, A Costa y Baños de Molgas entre otras. Hay que decir que la neotectónica ha durado, por lo menos, hasta el inicio del Cuaternario. Con posterioridad, en el Cuaternario antiguo, se formarían glacis, como los que darían lugar a los depósitos de la formación Baldrei. En aquellos momentos el clima debió caracterizarse por su sequedad. Posiblemente se pueda hablar de un subtropical seco -un cierto tipo de clima parecido al del Mediterráneo actual con lluvias escasas y torrenciales. Las aguas lijarían las vertientes arrastrando los materiales de alteración terciarios que se irían acumulando en los bordes de la cuenca.
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