Director de la publicación - Universidade da Coruña · registro isotÓpico de δ13c y δ15n de...

Director de la publicación

J. R. VIDAL ROMANI

I. Asensio (Madrid); M. Peinado (Salamanca); A. Marcos (Oviedo); L. G. Corretge(Oviedo); R. Vegas (Madrid); J. R. Martínez Catalán (Salamanca); F. Noronha (Porto); A.Varela (Cervo); F. Macías (Santiago); R. Rodríguez (Madrid); R. Arenas (Madrid); C.R. Twidale (Adelaide); J. R. Vidal Romaní (A Coruña).

Editores

Seminario de Estudos Galegos. Area de Xeoloxía e Minería. Santiago de Compostela.Universidade da Coruña. Instituto Universitario de Xeoloxía.

Objetivos de la revista

Revista dedicada a la geología de Galicia en general y a la del Hercínico en particular.En consecuencia no está restringida a ningún tema de geología, o relacionado, en tantoque se refiera a temas gallegos, si bien recoge todos los que se refieren al hercínicopeninsular ibérico. Se considerarán casos especiales cuando a juicio del ComitéCientífico de la revista sea conveniente.

Periodicidad

Anual con números extraordinarios dedicados a temas monográficos intercalados.

Suscripción

El precio es variable para cada volumen en función del número de trabajos incluidos encada uno de ellos. Para suscripciones dirigirse a la Secretaría del Laboratorio Xeolóxicode Laxe. O Castro (Sada, A Coruña). España. Teléfono (34-81, prefijo internacional; 981,prefijo nacional; 620200, extensión 22).

Información general

Los trabajos se presentarán en disquete 3.5” con el texto preparado en Word 4.0,PageMaker 4.0 ó 4.2, o versiones más modernas para Apple Macintosh.

Los dibujos, gráficos o fotografías en blanco y negro, pueden ir incluidas en el texto o bienser adjuntadas separadamente, pero indiquen en el ejemplar mecanografiado en que lugardel texto recomienda su insercción.

Aquellas personas que no puedan enviar el texto en soporte informático, deberán hacersecargo de los gastos que suponga para la revista realizar ese trabajo.

El trabajo deberá incluir, TITULO: Español e Inglés en minúsculas, palabras clave eninglés y Abstract en inglés.

Las citas bibliográficas dentro del texto, se pondrán en mayúscula y la abreviatura para lossiguientes autores será: «et al».

Los textos enviados serán sometidos a la crítica de los Censores Científicos designados porla Revista.

Bibliografía: Autores en mayúsculas y las revistas o textos citados, en cursiva.

Los autores de los trabajos, deberán incluir su dirección completa, incluido código postal.

Separatas

Se enviarán a cada autor, o en caso de tratarse de varios, al primero de ellos 40 separatasgratis. Si se desea un número adicional de separatas, deberá indicarse con antelación.

Envío de los manuscritos

— Los trabajos originales se enviarán a:

Laboratorio Xeolóxico de LaxeFundación Isidro Parga Pondal15168 O Castro - Sada(A Coruña) (Spain)

indicando dirección habitual y teléfono.— Una vez terminada la impresión los originales serán devueltos a su autor/es, si así lodesean y expresan.— El número máximo de hojas que se admitirá por trabajo será quince (15) incluyendo figu-ras, fotografías, mapas, etc.— El Laboratorio Xeolóxico de Laxe se reserva el derecho de devolver al autor/es aquéllosque no se ajusten a estas normas.

CADERNOS DO LABORATORIOXEOLÓXICO DE LAXE 23

SECRETARIA XERAL DE INVESTIGACIONY DESENVOLVEMENTO

PUBLICACIÓNS DO SEMINARIO DE ESTUDOS GALEGOSÁrea de Xeoloxía e Minería

UNIVERSIDADE DA CORUÑAServicio de Publicacións

ISIDRO PARGA PONDAL

ISSN: 0213-4497Depósito Legal: C - 1.309 - 1988Gráficas do Castro/Moret, S. L.O Castro. Sada. A Coruña. 1998

PORTADA: «Sección delegada con luz natural de granate almandino»

J. R. Vidal RomaníC. Silvar

Cadernos del Laboratorio Xeolóxico de Laxe aparece referenciado en: Zentralblatt für Mineralogie; Indez toScientific & Technical procedings; ISI/ISTP&B; Indice Español de Ciencia y Tecnología (C.S.I.C.); NotasBibliográficas del Boletín del I.G.M.E.; PASCAL TEMA C.N..R.R.; GEO ABSTRACTS; GEO BASE;CURRENT BOOK CONTENTS.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 23 (1998) ISSN: 0213-4497

ÍÍ NN DD II CC EE

Páx.

EEXXPPLLOOTTAACCIIOONNEESS RROOMMAANNAASS YY MMIINNEERRAALLIIZZAACCIIOONNEESS DDEELL OORROO EENN EELL SSEECCTTOORR DDEESSAANN PPEEDDRROO DDEE OOLLLLEERROOSS ((EELL BBIIEERRZZOO,, LLEEÓÓNN))ROMAN MINING WORKS AND GOLD ORE DEPOSITS IN THE SAN PEDRO DE OLLEROSSECTOR (EL BIERZO, LEÓN)

PPaagguuééss VVaallccaarrllooss,, JJ.. LL..;; AAlloonnssoo MMiilllláánn,, AA..;;HHaaccaarr RRooddrríígguueezz,, MM.. PP.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 7

EELL CCAAMMPPOO PPEEGGMMOOAAPPLLÍÍTTIICCOO DDEE DDOOAADDEE ((OOUURREENNSSEE,, EESSPPAAÑÑAA)) YY SSUUSS MMIINNEERRAALLIIZZAA--CCIIOONNEESS DDEE SSnn yy TTaa AASSOOCCIIAADDAASSTHE PEGMOAPLITIC FIELD OF DOADE (OURENSE, SPAIN AND ASSOCIATED Sn And TaMINERALIZATIONS.

PPaaggééss VVaallccaarrllooss,, JJ.. LL.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 27

TTIIPPOOLLOOGGIIAA EE EEVVOOLLUUÇÇAAOO DDOOSS MMAATTEERRIIAAIISS DDEE NNEEOOFFOORRMMAAÇÇAAOO SSUUPPEERRGGÉÉNNIICCAADDEETTEECCTTAADDOOSS NNAA EESSCCOOMMBBRREEIIRRAA DDAA MMIINNAA DDEE VVAALLDDAARRCCAASS ((VVIILLLLAA NNOOVVAA DDEE CCEERR--VVEEIIRRAA -- NN.. PPOORRTTUUGGAALL)) -- IIMMPPLLIICCAAÇÇOOEESS AAMMBBIIEENNTTAAIISS

TYPOLOGY AND EVOLUTION OF THE NEW MINERALOGY DEVELOPED AT THE MINEWASTE DUMP OF VALDARCAS (VILA NOVA DE CERVEIRA - N. PORTUGAL) - ENVIRON-MENTAL IMPLICATIONS

VVaalleennttee,, TT.. && LLeeaall GGoommeess,, CC.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 43

AA IINNFFLLUUÈÈNNCCIIAA DDAA FFRRAACCTTUURRAAÇÇÃÃOO DDEE RROOCCHHAASS OORRNNAAMMEENNTTAAIISS.. OO CCAASSOO DDOO GGRRAA--NNIITTOO DDEE PPEEDDRRAASS SSAALLGGAADDAASS ((VVIILLAA RREEAALL,, NNOORRTTEE DDEE PPOORRTTUUGGAALL))

THE FACTURATION INFLUENCE ON THE EXPLOITATION OF ORNAMENTAL ROCKS: THECASE OF THE PEDRAS SALGADAS GRANITE (VILA REAL, NORTH OF PORTUGAL)

OOlliivveeiirraa SSoouussaa,, LL.. MM..;; CCooeellhhoo PPiirreess,, CC.. AA.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 59

RREECCOONNSSTTRRUUCCCCIIOONN MMOOFFOOSSEEDDIIMMEENNTTAARRIIAA YY FFIITTOOGGEEOOGGRRAAFFIICCAA DDEELL TTRRAAMMOO MMEEDDIIOODDEELL RRÍÍOO JJAARRAAMMAA ((MMAADDRRIIDD,, EESSPPAAÑÑAA)) DDUURRAANNTTEE LLAA SSEEGGUUNNDDAA MMIITTAADD DDEELL HHOOLLOO--CCEENNOO.. EESSTTUUDDIIOO PPRREELLIIMMIINNAARR

MORPHOSEDIMENTARY AND PHYTOGEOGRAPHY RECONSTRUCTION OF THE MIDDLESECTION OF THE RIVER JARAMA (MADRID, SPAIN) DURING THE SECOND HALF OF THEHOLOCENE

AAlloonnssoo,, AA..;; FFrraannccoo,, FF..;; GGaarrccííaa AAnnttóónn,, MM..;; GGaarrzzóónn,, GG..;; GGóómmeezz MMaannzzaanneeqquuee,, FF..;; MMoorrllaa,, CC..yy SSáánncchheezz HHeerrnnaannddoo,, LL.. JJ.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 71


Páx.

LLOOCCAAIISS DDEE IINNTTEERREESSSSEE PPAARRAA AA AARRQQUUEEOOLLOOGGIIAA MMIINNEEIIRRAA DDOO AALLTTOO MMIINNHHOO ((NN.. DDEEPPOORRTTUUGGAALL)) EESSTTAADDOO AACCTTUUAALL--MMÉÉTTOODDOOSS DDEE CCAARRAACCTTEERRIIZZAAÇÇAAOO EESSTTRRAATTÉÉGGIICCAASS DDEEAAPPRROOVVEEIITTAAMMEENNTTOO

MINING ARCHAEOLOGY SITES AT THE ALTO MINHO REGION (NORTHERN PORTUGAL)A MANAGEMENT PERSPECTIVE

LLaaggeess LLiimmaa,, MM.. FF..;; LLeeaall GGoommeess,, CC.. AA.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 89

IINNFFLLUUEENNCCIIAA DDEELL CCOONNTTEENNIIDDOO EENN MMAATTEERRIIAA OORRGGAANNIICCAA SSOOBBRREE LLAASS PPRROOPPIIEEDDAADDEESSFFIISSIICCAASS DDEELL SSUUEELLOO

ORGANIC MATTER CONTENT INFLUENCE ON SOIL PHYSICAL PROPERTIES

FFeerrnnáánnddeezz RRuueeddaa,, MM..ªª JJ.. yy PPaazz GGoonnzzáálleezz,, AA.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 101

IINNFFLLUUEENNCCIIAA DDEE LLAASS CCAARRAACCTTEERRIISSTTIICCAASS IINNIICCIIAALLEESS DDEE LLAA SSUUPPEERRFFIICCIIEE YY LLAA PPRREECCII--PPIITTAACCIIOONN EENN LLAA DDIIMMEENNSSIIOONN FFRRAACCTTAALL DDEELL MMIICCRROORRRREELLIIEEVVEE DDEELL SSUUEELLOO

SURFACE INITIAL CHARACTERISTICS AND RAINFALL INFLUENCE ON FRACTAL DIMEN-SION OF SOIL MICRORELIEF

VViivvaass MMiirraannddaa,, JJ.. GG.. yy PPaazz GGoonnzzáálleezz,, AA.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 121

EELLAABBOORRAACCIIOONN DDEE MMOODDEELLOOSS DDEE EELLEEVVAACCIIOONN DDIIGGIITTAALL EEMMPPLLEEAANNDDOO TTEECCNNIICCAASSGGEEOOEESSTTAADDIISSTTIICCAASS YY SSIISSTTEEMMAASS DDEE IINNFFOORRMMAACCIIOONN GGEEOOGGRRAAFFIICCAA

USING GEOSTATISTICS AND G.I.S. FOR DTM’S ASSESSMENT

CCaacchheeiirroo PPoossee,, MM..;; VVaallccaarrcceell AArrmmeessttoo,, MM..;; VViieeiirraa,, SS.. RR..;; TTaabbooaaddaa CCaassttrroo,, MM.. TT.. . . . . . . . . . . . . . . 137

RREELLAACCIIOONN EENNTTRREE IINNDDIICCEESS DDEE RRUUGGOOSSIIDDAADD.. TTOORRTTUUOOSSIIDDAADD,, PPEENNDDIIEENNTTEE LLIIMMIITTEE,,DDIISSTTAANNCCIIAA LLIIMMIITTEE YY RRUUGGOOSSIIDDAADD AALLEEAATTOORRIIAA

RELATIONS BETWEEN ROUGNESS INDICES: TORTUOSITY, LIMITING DIFFERENCE ANDRANDOM ROUGHNESS

LLaaddoo LLiiññaarreess,, MM..;; TTaabbooaaddaa CCaassttrroo,, MM..ªª MM.. yy DDiiéégguueezz VViillllaarr,, AA.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 151

EEVVOOLLUUCCIIOONN GGEEOOMMOORRFFOOLLOOGGIICCAA DDEELL MMAACCIIZZOO HHEESSPPEERRIICCOO PPEENNIINNSSUULLAARR.. EESSTTUUDDIIOODDEE UUNN SSEECCTTOORR CCOOMMPPRREENNDDIIDDOO EENNTTRREE LLAASS PPRROOVVIINNCCIIAASS DDEE LLUUGGOO YY OOUURREENNSSEE((GGAALLIICCIIAA,, NNWW DDEE EESSPPAAÑÑAA))

GEOMORPHIC EVOLUTION OF THE PENINSULAR HESPERIAN MASSIF. STUDY OF ASECTOR SITUATED BETWEEN LUGO AND OURENSE PROVINCES (GALICIA, NW SPAIN)

VViiddaall RRoommaanníí,, JJ.. RR..;; YYeeppeess TTeemmiiññoo,, JJ..;; RRooddrríígguueezz MMaarrttíínneezz--CCoonnddee,, RR.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 165

DDAATTOOSS SSOOBBRREE CCEERRVVUUSS EELLAAPPHHUUSS ((CCEERRVVIIDDAAEE,, AARRTTIIOODDAACCTTYYLLAA,, MMAAMMAALLIIAA)) EENN CCAAVVII--DDAADDEESS CCÁÁRRSSTTIICCAASS DDEE GGAALLIICCIIAA ((NNWW EESSPPAAÑÑAA))

DATA ABOUT CERVUS ELAPHUS (CERVIDAE, ARTIODACTYLA, MAMMALIA) IN CARSTICCAVES FROM GALICIA (NW SPAIN)

LLóóppeezz GGoonnzzáálleezz,, FF.. && GGrraannddaall dd’’AAnnggllaaddee,, AA.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 201

AA PPOOPPUULLAATTIIOONN SSTTUUDDYY OONN TTHHEE CCAAVVEE BBEEAARRSS ((UURRSSUUSS SSPPEELLAAEEUUSS RROOSSEENNMMÜÜLLLLEERR--HHEEIINNRROOTTHH)) FFRROOMM GGAALLIICCIIAAMM CCAAVVEESS,, NNWW OOFF IIBBEERRIIAANN PPEENNIINNSSUULLAA


Páx.

ESTUDIO POBLACIONAL DEL OSO DE LAS CAVERNAS (URSUS SPELAEUSROSENMÜLLER-HEINROTH) DE CUEVAS GALLEGAS, NW DE LA PENÍNSULA IBÉRICA

GGrraannddaall dd’’AAnnggllaaddee,, AA.. && LLóóppeezz GGoonnzzáálleezz,, FF.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 215

PPRREESSEERRVVAACCIIOONN DDEE DDIIAATTOOMMEEAASS EENN SSEEDDIIMMEENNTTOOSS TTUURRBBOOSSOOSS

DIATOM PRESERVATION IN PEAT SEDIMENTS

LLeeiirraa,, MM.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 225

BBIIOOGGEEOOQQUUIIMMIICCAA IISSOOTTOOPPIICCAA ((δδ1133CC,, δδ1155NN)) DDEELL UURRSSUUSS SSPPEELLAAEEUUSS DDEELL YYAACCIIMMIIEENNTTOO DDEECCOOVVAA EEIIRROOSS,, LLUUGGOO

ISOTOPIC BIOGEOCHEMISTRY (δ13C, δ15N) OF CABE BEAR URSUS SPELAEUS FROMCOVA EIROS SITE, LUGO

FFeerrnnáánnddeezz MMoossqquueerraa,, DD.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 237

AA 1122..000000 YYRR δδ1133CC AANNDD δδ1155NN IISSOOTTOOPPIICC RREECCOORRDD FFRROOMM AAMMBBOORROOMMEENNAA,, AANNDDRRIINNGGII--TTRRAA MMAASSSSIIFF,, IINN MMAADDAAGGAASSCCAARR

REGISTRO ISOTÓPICO DE δ13C Y δ15N DE 12.000 AÑOS DE ANTIGUEDAD DE AMBORO-MENA (MACIZO DE ANDRINGITRA, MADAGASCAR)

LLeeiirraa,, MM.. && FFeerrnnáánnddeezz MMoossqquueerraa,, DD.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 251

NNOOTTAA SSOOBBRREE EELL EESSTTUUDDIIOO DDEE AADDNN AANNTTIIGGUUOO EENN RREESSTTOOSS OOSSEEOOSS DDEE MMAACCRROOMMAAMMII--FFEERROOSS CCUUAATTEERRNNAARRIIOOSS DDEE GGAALLIICCIIAA

NOTE ABOUT ANCIENT DNA STUDIES IN FOSSIL BONES FROM GALICIA QUATERNARYLARGE MAMMALS

VViillaa TTaabbooaaddaa,, MM.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 263

EESSTTUUDDIIOO MMUULLTTIIVVAARRIIAADDOO DDEELL MMIICCRROOMMOODDEELLAADDOO GGRRAANNIITTIICCOO:: IINNTTEERRPPRREETTAACCIIOONNCCOOMMPPAARRAADDAA DDEE LLAA GGEENNEESSIISS YY EEVVOOLLUUCCIIOONN DDEE LLAASS GGNNAAMMMMAASS EENN MMAACCIIZZOOSS AANNTTII--GGUUOOSS

MULTIVARIATE ANALYSIS OF GRANITIC MICROMODELATE: COMPARATIVE INTERPRE-TATION ON THE GNAMMA GNESIS AND DEVELOPMENT IN OLD MASSIFS

DDee UUññaa AAllvvaarreezz,, EE.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 271

Cadernos Lab. Xeolóxico de LaxeCoruña. 1998. Vol. 23, pp. 7-25

EExxpplloottaacciioonneess rroommaannaass yy mmiinneerraalliizzaacciioonneess ddeeoorroo eenn eell sseeccttoorr ddee SSaann PPeeddrroo ddee OOlllleerrooss ((EEll

BBiieerrzzoo,, LLeeóónn))

Roman mining works and gold ore depositsin the San Pedro de Olleros sector

(El Bierzo, León)

PAGES VALCARLOS, J. L.; ALONSO MILLAN, A; HACAR RODIGUEZ, M. P.

AABBSSTTRRAACCTT::

The gold mining in the Bierzo Region, NW Spain had great importance, not only in the wellknown Las Médulas site, but also in the north sector of El Bierzo Basin, (San Pedro de Olleros -Valle de Finolledo). This work have recognised the roman exploitation sites, differentiating thefertile facies within the tertiary sequences. Although no data about ages have still found, anapproach to the tectonosedimentary evolutive history is carried out, taking into account the geo-metry and characteristics of the deposits.

KKeeyy wwoorrddss:: Gold mining, Roman works, facies interpretation, tectonosedimentary evolution, ElBierzo. Spain.

PAGES VALCARLOS, J. L.; ALONSO MILLAN, A. (Laboratorio de Xeoloxía, Facultade de Ciencias,Universidade de A Coruña. Campus de A Zapateira sn, 15071 A Coruña). HACAR RODRIGUEZ, M. P.(c/ Naves nº 5, 28005 Madrid).

IINNTTRROODDUUCCCCIIOONN YY AANNTTEECCEEDDEENNTTEESS

IInnttrroodduucccciióónn

En el presente trabajo se estudian laslabores mineras romanas ejecutadas sobrelos depósitos detríticos terciarios delentorno de San Pedro de Olleros, ubicadosen el sector meridional de una fosa margi-nal a la cuenca de El Bierzo (Cuenca deParadaseca, Vega de Espinareda, Fabero).En dichos depósitos se localizan un impor-tante numero de explotaciones romanas yaunque ninguna de ellas alcanza la magni-tud de Las Médulas de Carucedo, dos deellas tienen un importante desarrollo y enconjunto cubren una importante exten-sión, por lo que puede considerarse estasexplotaciones auríferas romanas como lassegundas en importancia en El Bierzo,después de la Médulas, en cuanto a laexplotación de yacimientos secundarios serefiere.

Los depósitos detríticos terciarios sepresentan con diversas facies, alguna de lascuales han sido prioritariamente atendidaspor los explotadores romanos, que sinembargo no dejaron de chequear las posi-bilidades de todas de ellas con desarrollode pequeñas labores que les permitíainformarse de la potencialidad de las mis-mas y beneficiar pequeñas zonas de bonan-za con concentraciones de oro.

Para el presente trabajo se ha contadocon los datos de contenidos en oro propor-cionados por una campaña de desmuestrede bateas (muestras de 20 litros), pero con-viene recordar la aleatoriedad de este tipode mineralizaciones cuyas leyes aproxima-das solo pueden ser conocidas con unabuena aproximación, tras el tratamientosistemático de numerosas muestras de

gran volumen, por lo que los valoresmanejados nunca deben ser entendidoscomo ley de las facies desmuestradas

Por otro lado, con este trabajo se pre-tende indagar las posibles relaciones entreestas mineralizaciones y las presentes enLas Médulas y aportar datos para el cono-cimiento de la evolución tectosedimenta-ria y geomorfológica de la cuenca de ElBierzo.

SSiittuuaacciióónn yy aanntteecceeddeenntteess

El área estudiada se localiza en el cua-drante suroccidental de la Hoja nº 126(Vega de Espinareda) del M.N.T. a escala1/50.000. Forma el sector occidental de lacuenca terciaria de Paradaseca - Vega deEspinareda - Fabero, anexa al Bierzo yseparada de él por el umbral topográficode Pobladura de Somoza (970-1000 m)formado por materiales paleozoicos. Elárea de estudio ocupa una superficie delorden de 50 km2 y se extiende entre laslocalidades de Valle de Finolledo yParadaseca (Fig. 1) Topográficamente sesitúa sobre un replano mas o menos alar-gado de forma vagamente rectangular ydimensiones de 7 x 7 kms) de dirección N45º E, emplazado entre las estribaciones delas sierras de Ancares y el umbral dePobladura de Somoza. El drenaje es efec-tuado por los ríos Ancares, Fondovilla yBurbia que fluyen hacia el Sur fuertemen-te encajados en valles de incisión.

Respecto a las labores presentes en elárea, la de mayor envergadura, Médulas deLa Leitosa es de antiguo conocida y citadapor diversos autores e incluso en las guíasturísticas, pero el resto, por sus menoresdimensiones han pasado mas desapercibi-

8 Pagés Valcarlos, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 23 (1998)

CAD. LAB. XEOL. LAXE 23 (1998) Explotaciones romanas 9

FFiigg.. 11.. EEssqquueemmaa ddee ssiittuuaacciióónn ddeell áárreeaa ddee eessttuuddiioo..AA..-- LLooccaalliizzaacciióónn ggeeooggrrááffiiccaa..BB..-- EEmmppllaazzaammiieennttoo ggeeoollóóggiiccoo.. MMooddiiffiiccaaddoo ddee PPÉÉRREEZZ--EESSTTAAÚÚNN,, ((11997788))

das, aunque fueron estudiadas dentro detrabajos regionales (IGME, 1976) yrecientemente se recogen sucintamente enun inventario de indicios (SIEMCALSA,1997).

GGEEOOLLOOGGIIAA DDEELL ZZOOCCAALLOO HHEERR--CCÍÍNNIICCOO

La geología del área (Fig. 2) es estudia-da fundamentalmente por PEREZ-ESTAUN, (1978) e IGME(1982). El zóca-lo hercínico está formado por materialescambro-ordovícicos pertenecientes alDominio del Navia - Alto Sil, que seencuentran plegados formando, de W a E,un anticlinal (Anticlinal del Redondal) yun sinclinorio (Sinclinorio de Vega) condirecciones N 130º-160º E. (PEREZ-ESTAUN, 1978).

El núcleo del anticlinal del Redondalestá ocupado por las Calizas de Vegadeo;a partir de este núcleo, y entrando en elsector occidental del área, en el valle delBurbia, se encuentra el flanco septentrio-nal del anticlinal del Redondal formadopor materiales detríticos de la Serie de losCabos (SC), potente sucesión detrítica,formada por una alternancia de cuarcitasareniscas y pizarras, aunque predominan-temente cuarcítica (PEREZ-ESTAUN,1978). La Serie de los Cabos culmina enuna potente barra de cuarcita, CuarcitaArmoricana (CA) que aflora en las laderasdel valle del Burbia con una potencia delorden de 20 a 30 m y un buzamientomedio al Oeste. Hacia el E y sobre lacuarcita se localizan los niveles de lasPizarras de Luarca (PL), pizarras negras-azuladas con un espesor del orden de los500-600 m.

Por encima de las pizarras de Luarca, yformando ya parte del Sinclinorio de Vegade Espinareda, se encuentran materiales dela Formación Agüeira, con facies similaresa las descritas por PEREZ-ESTAUN(1978) en el corte tipo del Pantano de laBárcena. Dentro del área de estudio, for-man la mayoría del sustrato paleozoico,por lo que han sido reconocidas y carto-grafiadas con mayor detalle, diferencián-dose tres tramos; un tramo inferior com-puesto fundamentalmente por pizarrasarenosas interestratificadas con bancos dearenisca de poco espesor (FA1), un tramomedio constituido por pizarras negras,monótonas de aspecto masivo, semejantesa las de Luarca (FA2), y un tramo superiorformado por facies mas detríticas que lasanteriores pues llegan a incluir algún tér-mino cuarcítico (FA3). Esta formación cul-mina con una barra de cuarcita (Cuarcitade Vega), localizada ya fuera del área deestudio.

Los niveles de la formación Agüeira seencuentran plegados con buzamientos devalores medios, por dos estructuras, sincli-nal y anticlinal de dirección N 130º E queforman parte del Sinclinorio de Vega deEspinareda como estructuras menores.

LLAASS FFAACCIIEESS TTEERRCCIIAARRIIAASS YY SSUU RREELLAA--CCIIOONN CCOONN EELL ZZOOCCAALLOO

En el presente trabajo no se empleanlas denominaciones de formaciones yfacies habitualmente empleadas en laestratigrafía berciana, ya que los hechosque se observan en el sector surocciden-tal de la cuenca de Paradaseca - Vega deEspinareda no parecen ajustarse almodelo de colmatación propuesto por



FFiigg..

22..

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HERAIL, (1984) y que se acepta tradi-cionalmente. Aunque el objetivo princi-pal de este trabajo son las labores roma-nas y las mineralizaciones auríferas y noel estudio tectosedimentario, este ha deser obligatoriamente abordado al menoshasta un nivel de conocimiento que per-mita definir las características de lasfacies mineralizadas. Por lo tanto se hanestablecido unas facies basándose en losestudios de campo, a la vez que se ponende manifiesto unas relaciones tectosedi-mentarias basadas en las relaciones car-tográficas entre las diferentes faciesentre sí y con el zócalo hercínico. Laresolución de los problemas que quedanabiertos ha de ser planteada desde unaperspectiva de trabajo mas amplia queincluya el estudio de la Cuenca delBierzo y su entorno.

DDEESSCCRRIIPPCCIIOONN DDEE LLAASS FFAACCIIEESS

Los afloramientos de materiales ter-ciarios del área de Paradaseca - Valle deFinolledo, muestran una serie de facies decaracterísticas diferentes y una relaciónespacial entre ellas aún no bien estableci-da. De forma estricta, y atendiendo a lostipos de afloramientos disponibles sepueden diferenciar dos grupos integradospor los siguientes facies, que se han deno-minado con nombres de la toponimialocal.

GGRRUUPPOO AA

FFaacciieess ttiippoo LLaa LLeeiittoossaa.. ((LLAA))

El afloramiento mas importante de lafacies se define en las Médulas de La

Leitosa, una explotación romana que hadejado importantes paredes verticalesdonde es posible observar tanto la litologíacomo la geometría de los cuerpos sedi-mentarios.

Esta facies, cuya potencia se estimasuperior a los 100 metros, se encuentraformada por conglomerados y arenas limo-sas. Los conglomerados son heterométri-cos, de cantos fundamentalmente de meta-reniscas y cuarcita, con centiles que lleganhasta los 50 cm, con media de 8-10 cm.Aunque ocasionalmente muestran unacierta ordenación, la mayor parte son con-glomerados no granosostenidos, con can-tos flotados en una matriz arenosa gruesa yconglomerática (Fig. 3A).

Las arenas limosas tienen tonos masclaros, amarillentos o rojizos. Muestranevidencias de edafizaciones incipientes.Constituyen tramos poco potentes, inter-calados entre los conglomerados, cuyasbases son netas. El corte observado en lalabor de La Leitosa es perpendicular prác-ticamente a la dirección de paleocorrien-tes, por lo que las bases de los cuerpos con-glomeráticos son irregulares y a vecesnetamente erosivas. La serie visible mues-tra una cierta tendencia de granulometríay energía creciente hacia techo.

En general, las facies parecen corres-ponder a facies aluviales poco organiza-das, con episodios de transporte en masa,probablemente correspondiendo a abani-cos aluviales. No se conservan sus faciesapicales, que, de acuerdo con las direc-ciones de paleocorrientes, estarían situa-das hacia el norte. Su tendencia de gra-nulometría creciente hacia techo (coarse-ning upwards) parece indicar una activi-dad tectónica durante su formación, qui-


zás respondiendo al movimiento de lasfracturas de dirección WSW-ENE quecondicionaron claramente la forma de lafosa en la que se encuentra estos materia-les.

Estas facies aparecen en los afloramien-tos situados en las cotas mas altas, entrelos 750-800 y 950 metros aunque en lossectores meridionales pueden aparecer acotas algo mas bajas.

FFaacciieess LLaass LLoosseerraass.. ((LLOO))

Estas facies se define en un aflora-miento aislado situado sobre un cerro(Las Loseras) y con bases en torno a los800 metros (Fig. 3B). Se trata también deconglomerados y arenas limosas o limos.Son de tonos mas claros que las anterior-mente descritas, blancos y amarillos y enapariencia muestra una mejor ordena-


FFiigg.. 33.. EEssqquueemmaass ddee llaass ffaacciieess yy ssuu ggeeoommeettrrííaa::AA AAfflloorraammiieennttoo ssuuppeerriioorr eenn llaa eexxpplloottaacciióónn rroommaannaa ddee LLaa LLeeiittoossaa;; BB.. AAfflloorraammiieennttoo eenn llaa ccaanntteerraa ddeeLLaass LLoosseerraass..CCgg..-- CCoonngglloommeerraaddooss ggrraannoossoosstteenniiddooss.. CCnngg..-- CCoonngglloommeerraaddooss nnoo ggrraannoossoosstteenniiddooss.. AAee..-- AArreennaass yylliimmooss eeddaaffiizzaaddooss.. FF VVddFF.. FFaacciieess ttiippoo VVaallllee ddee FFiinnoolllleeddoo..

ción. Se incluyen en la base conglomera-dos formados mayoritariamente por can-tos de pizarra y en menor proporción demetarenisca y cuarcita, con base erosiva yestratificación cruzada.

Sin embargo, un análisis detallado delas facies muestra la existencia de conglo-merados no granosostenidos (transporte enmasa), así como la existencia de episodiosde no sedimentación con desarrollo de sue-los sobre las facies mas finas. Algunosniveles muestran estratificaciones difusas(tramo superior) entre barras apiladas deconglomerados heterométricos. Su poten-cia, muy variable por las característicassedimentológicas, se estima en un ordende 20 a 40 metros

El afloramiento se apoya directamentesobre pizarras algo meteorizadas de laFormación Agüeira, que algunos metrosmas abajo son explotadas en cantera. Enprincipio podría corresponder a los nivelesbasales del episodio que dio lugar a lasfacies La Leitosa, si se atiende a sus carac-terísticas, aunque con algunas diferenciasdebidas a la influencia del sustrato y qui-zás a la indefinición del sistema aluvial.No se puede descartar, sin embargo, laposibilidad de su total desconexión.

FFaacciieess LLaass CCaammppaass.. ((CCPP))

Se trata de limos y arenas finas limo-sas, de colores rojizos, amarillos y blan-cos. Tienen laminación paralela y señalesde edafización en algunos niveles. Seobservan como afloramientos aislados depequeña extensión con una delimitacióncartográfica imprecisa, a las cotas de 850-880 metros y en posiciones distales res-pecto a las facies Leitosa lo que permiten

interpretarlas como facies de tipo lacustre- palustre correspondientes a las zonasdistales de los sistemas de abanicos. Supotencia se estima en el orden de la dece-na de metros.

GGRRUUPPOO BB

FFaacciieess VVaallllee ddee FFiinnoolllleeddoo.. ((VVFF))

Son conglomerados formados mayori-tariamente por cantos de pizarra y algunosde metarenisca y cuarcita, dando lugar aniveles de base erosiva con estratificacióncruzada. La orientación de los cantos esconspicua, siendo uno de los rasgos massobresalientes de este tipo de facies. Seintercalan niveles arenosos con estratifica-ción cruzada y la potencia se estima delorden de alguna pocas decenas de metros.Corresponderían a facies aluviales masorganizadas, de tipo fluvial.

Aunque conglomerados con cantos depizarra similares a los descritos aparecena la base de las Facies Las Loseras, sobretodo en la localidad de Prado deParadiña, es en Valle de Finolledo dondealcanzan su máximo desarrollo. En amboscasos corresponderían a facies de tipolocal, donde se movilizan los materialespizarrosos que constituyen el substrato.En el afloramiento de Las Loseras apare-cen como un nivel inferior, aparentemen-te algo basculado, erosionado posterior-mente por las facies superiores, constitu-yendo el relleno de un paleorelieve. EnValle de Finolledo aparecen a una cota deunos 700 metros y parecen constituir labase de la serie local, probablementecorrespondiendo a facies muy locales, for-madas por regatos de desagüe y lavado de


los regolitos formados en un relieve entrance de encajamiento o sometido aimpulsos tectónicos.

Estos tipos de facies, a causa de suscaracterísticas tectosedimentarias sonrecurrentes en distintos tramos de lacolumna estratigráfica, en general siem-pre con características locales. De estamanera, tanto la facies Valle de Finolledoy la facies Las Loseras, son muy similares,y probablemente tienen el mismo signifi-cado, que facies descritas en la FormaciónOrellán, (HERAIL 1984) en la cubeta deLas Médulas, al SW de la Cuenca delBierzo.

FFaacciieess ttiippoo SSaann PPeeddrroo ddee OOlllleerrooss.. ((SSPPOO))

En general se trata de arcillas y limosarcillosos con cantos mas o menos disper-sos y con intercalaciones de niveles con-glomeráticos de cantos heterométricos ycon abundante matriz. A veces, a pesar desu heterometría, los conglomerados sonclaramente granosostenidos y los cantospresentan una cierta ordenación. Estafacies es relacionable con el miembroParadaseca-Los Infiernos de la FormaciónToral (HERAIL, 1984).

Estas facies se suele encontrar en alti-tudes del entorno de los 700-750 metros ysu potencia puede considerarse del ordende 40-70 metros. En su base aparecenlocalmente las facies de Valle de Finolledo.

Se carece de datos para establecer laedad de las diferentes facies por lo que porel momento parece oportuno aceptar laedad miocena que se les atribuye tradicio-nalmente.

DDeeppóóssiittooss ccuuaatteerrnnaarriiooss

Existen dentro del área diversos depó-sitos cuaternarios correspondientes a for-maciones aluviales con morfología deterrazas (Qt), con gran desarrollo en el ríoBurbia, y depósitos de inundación de lared fluvial (Q), todos ellos formados prin-cipalmente por gravas. Así mismo haydiversos depósitos, en general con morfo-logía de cono de deyección, originados porla actividad minera romana (Er).

RReellaacciioonneess eessttrraattiiggrrááffiiccaass yy tteeccttoosseeddii--mmeennttaarriiaass

En general, las relaciones espacio -temporales de las facies no están bienresueltas, ya que se encuentran desconecta-das entre sí o no hay afloramientos en losposibles contactos entre ellas. Las faciesdel Grupo A (La Leitosa, Las Loseras y LasCampas), podrían por su posición y carac-terísticas, interpretarse como un sistemade abanicos aluviales, con zonas apicalesno conservadas, situadas en algún puntomas hacia el Norte, en las que La Leitosacorrespondería a las facies proximales ymedias del sistema y Las Campas a las dis-tales o zonas de interdentación de los aba-nicos, mientras que Las Loseras correspon-derían a la base de la serie. En el Grupo Bla facies tipo Valle de Finolledo parecenser de carácter muy local, siempre comorespuesta al desmantelamiento porcorrientes fluviales de los regolitos locales,alimentados por las pizarras de Luarca y dela Formación Agüeira fundamentalmente.

Las facies de tipo San Pedro de Ollerosson mucho mas problemáticas. No apareceningún afloramiento en el que se pueda


apreciar el tipo de relación geométrica res-pecto al resto de las facies, especialmentelas Facies La Leitosa. Sin embargo, susituación altimétrica, por debajo de la basevisible del Grupo A, (Las Loseras), asícomo su aspecto sedimentológico, parecesugerir un origen de corrientes fluvialespoco organizadas, y limitadas a depresióninteriores de la Cuenca de Paradaseca -Vega de Espinareda. Este hecho unido aque se las ve claramente apoyarse sobre elzócalo por debajo del relieve fosilizado porla facies Las Loseras, sugiere la posibilidadde que se formaran durante una etapa pos-terior, de reordenación y encajamiento dela red fluvial y cortando a las facies masaltas topográficamente del sistema de aba-nicos aluviales del Grupo A, (Las Loseras -La Leitosa - Las Campas).

Es importante resaltar el hecho de queen todas las zonas donde aparece algúndepósito terciario apoyado sobre el zócalo,este se encuentra sin un nivel significativode alteritas, lo que indica la existencia demomentos erosivos sobre el mismo antesde la deposición de los materiales detríti-cos. En el sector oriental del área, donde eldepósito de la facies San Pedro de Ollerossobre el zócalo es fácilmente visible, esteparece suavemente inclinado, a modo detecla hundida, buzando hacia el Norte.

Por su parte, el limite norte de la cuen-ca esta formado por un sistema complejode fallas aparentemente en relevo condirección WSW-ENE. Este sistema no esfácilmente observable con detalle encampo, pero en donde lo es, al Oeste de lalocalidad de Moreda, se presenta como unafalla inversa con valores altos de buza-miento, que hace cabalgar las pizarrasordovícicas sobre materiales de la facies

San Pedro de Olleros. Este carácter de fallainversa en el límite norte, se reconoce en almenos otra fosa marginal del Bierzo, laFosa de Noceda, donde los materiales de laFormación Agüeira cabalgan a los depósi-tos terciarios mostrando aparentemente unángulo muy bajo de buzamiento. Esimportante resaltar la condición de cabal-gantes de estas fracturas por su relacióncon el resto del sistemas de fallas cabal-gantes del límite meridional de laCordillera Cantábrica.

Como ya se citó anteriormente, la rea-lización de una hipótesis evolutiva morfo-sedimentaria de este área esta unida nece-sariamente a una reinterpretación de laevolución de la Cuenca del Bierzo en suconjunto, por lo que aquí solo se planteaun línea de interpretación que pasa porconsiderar una primera etapa de formaciónde los depósitos detríticos del Grupo Amas o menos asociados a la formación deuna estructura de fosa, seguida por unasegunda etapa durante la que se produce laerosión de las facies y evacuación de partede los depósitos a través de una red fluvialnueva, transversal a la fosa, seguida de unperíodo de colmatación relativa con ladeposición de las facies del Grupo B, lle-gándose por último al momento actual através de una fuerte incisión de la red flu-vial. Este proceso sería acompañado deactividad tectónica en varios momentos.

EEXXPPLLOOTTAACCIIOONNEESS RROOMMAANNAASS YYMMIINNEERRAALLIIZZAACCIIOONNEESS

LLaass eexxpplloottaacciioonneess

La actividad minera desarrollada en elárea ha producido numerosas labores de


dimensiones muy dispares y se han emplea-do además diversos sistemas de explota-ción lo que induce a pensar en un dilatadoperíodo de laboreo (Fig. 4). Las labores sehan ordenado para su descripción en fun-ción de sus dimensiones en grandes,medianas y pequeñas, independientemen-te de las modalidades de explotación quese emplea y de la facies que benefician.

AA..-- LLaabboorreess mmaayyoorreess

Las dos labores mayores se localizan acotas por encima de los 750 m, alcanzán-dose con la explotación hasta los 900 m decota y en ambas se beneficia la facies LaLeitosa del conjunto superior.

Médulas de La Leitosa: Esta labor selocaliza en la margen izquierda del ríoBurbia, en la ladera del alto de Traviesas(942 m). Es una labor con forma de anfitea-tro realizada por el procedimiento de«ruina montium» (SÁENZ RIDRUEJO,et al. 1974) con 1200 m de longitud endirección N-S y una anchura de 800 m quesolo se desarrolla en la ladera occidentaldel relieve. La base de la explotación arran-ca de la cota de 730 m y alcanza la de 900m. En la cartografía 1/25.000 delInstituto Geográfico Nacional la laboraparece designada con el nombre de«Barrancas Rubias». El agua para los tra-bajos se aportaba, al menos, por dos cana-les de los que se reconoce la traza a lo largode la ladera oriental de la cresta de Peñasde Torga. (Foto 1)

La planta de la labor presenta unaforma tendente a rectangular con trescanales de dirección convergente quedejan dos contrafuertes tipo médulas en suinterior. El mayor desarrollo dado a la

labor en dirección N-S y la no existenciade trabajos sobre la ladera oriental, pareceindicar que se benefician niveles que seencuentran, no hacia la parte apical delalto de Traviesas, sino a cotas comprendi-das entre los 800 y 850 m.

Los canales de lavado de la explota-ción alimentan un cono de estériles deimportantes dimensiones (1800 x 700 m)El cono se encuentra depositado sobreuna terraza alta del río Burbia que ocupa-ba gran extensión en el valle como sepuede ver en la ladera opuesta al sur deRibón, donde restos de la terraza tienensu superficie de colmatación a la cota de690 m por lo que el cono de estériles,cuyo ápice se encuentra a una cota de 730m, alcanzaría solo una potencia del ordende 40 metros.

Al Sur de la explotación y sobre lamisma ladera, existe una importante áreade trabajos mineros formados por un siste-ma de canales que recorren las crestas delos interfluvios secundarios alimentadosdesde un canal superior en la cresta princi-pal. A partir de los canales de los interflu-vios descienden zanjas de lavado por lasladeras que a veces se abren generando for-mas de ocelos, para converger al final enlas vaguadas por donde se evacúa el agua.Estos trabajos tienen sin duda una funciónde investigación y reconocimiento de loscontenidos en oro de los niveles de la peri-feria del yacimiento para su posteriorexplotación.

BBaarrrreerraa RRuubbiiaa ((EEll CCaassttrroo))

Esta labor de morfología muy comple-ja, se localiza sobre un cerro al Norte deSan Pedro Olleros, divisoria de aguas entre



FFiigg..

44..

MMaapp

aa ddee

llaabb

oorreess

mmiinn

eerraass


el arroyo Fondovila y el río Ancares, apa-rece denominada como «La BarreraRubia» en la cartografía 1/25.000 delI.G.N.

La explotación se desarrolla sobre lasdos laderas del cerro y consta de dos gru-pos de labores (vigilados por un castrodesde un cerro inmediato). Las trabajosde la cara occidental (sobre el arroyoFondovilla) se realizan según un sistemade arados (SÁENZ RIDRUEJO, et al.1974) que consta de tres a cuatro surcosparalelos que recorren longitudinalmen-te la cresta del cerro con una longitudsuperior a 1 km, explotando niveleslocalizados entre las cotas de 830 y 880m (Foto 2). A su salida, en el extremomeridional donde convergen, forman uncono de estériles frente a Prado deParadiña. También sobre esta ladera sonabundantes las murias en los ejes de lasvaguadas, procedentes del desbaste delos materiales. Esta labor de arados esinterceptada en la cima del cerro porlabores abiertas sobre la cara orientalcon una morfología de zanjas convergen-tes y planta irregular, posiblemente rea-lizadas por el procedimiento de «ruinamontium» en los trabajos mas próximosa la cresta mientras que en las laderasparece emplearse el procedimiento deconchas de erosión (SÁENZ RIDRUE-JO, et al. 1974). Los trabajos masimportantes tienen una planta triangu-lar con unas dimensiones de 800 x 500m, desarrollando una lengua de estérilesen su base. Las labores de la ladera orien-tal parecen posteriores a las occidentalespues las cortan claramente en la crestadel cerro.

BB..-- LLaabboorreess mmeennoorreess

Dentro del área se localizan un par delabores de menores dimensiones que lasanteriores, y situadas a cotas inferiores yaque benefician una terraza fluvial y unnivel bajo de facies La Leitosa.

LLaabboorr ddee PPaarraaddaasseeccaa -- LLaa MMeeddiiaa

Esta labor se localiza al SW de Leitosa,en la margen derecha del Burbia en lasinmediaciones de Paradaseca. Es una exca-vación en abanico tendente a forma trian-gular, con unas dimensiones de 750 x 500m. y una profundidad del orden de 20 m.En ella, y seguramente por el procedi-miento de «ruina montium», se explotaentre las cotas 650-680, el aluvión de lagran terraza del Burbia depositado por elrío en el ensanchamiento formado al cru-zar la estructura de la fosa de Paradaseca,Vega de Espinareda.

LLooss PPeeddrreeggaanneess

Al Sur de Prado de Paradiña, en laladera derecha del arroyo Fondovilla selocaliza esta labor de forma compleja,formada por diversos trabajos. El grupomayor consta de una zanja acompañadade otras menores longitudinales a laladera, y por donde entra el agua delavado, que son recogidas en una zanjatransversal de 400 m de longitud, de laque a su vez parten varias zanjas parale-las hacia el río. Este grupo de labores secontinua en ambos extremos con traba-jos exploratorios, labores tipo cárcava enuna vaguada por su extremidad septen-trional y un ocelo en su extremidad


meridional. La explotación se realiza conla ayuda de canales que descienden de LaLeitosa y se encuentra flanqueada por unreplano de estériles. El movimientoprincipal de tierras, zanja transversal yocelo se hace a partir de la cota de 720,donde podrían encontrarse niveles infe-riores de la facies con granulometríasmuy gruesas como se observa en lasmurias del replano de estériles.

CC..-- LLaabboorreess ssuuppeerrffiicciiaalleess yy ddee eexxpplloorraa--cciióónn

Existe un conjunto de obras menorescon escaso movimiento de tierras que sedistribuyen por diversos puntos del área,cuya finalidad principal parece ser elaprovechamiento de zonas accesibles dedepósitos de bajo interés y labores dereconocimiento y exploración, por lo quepredominan trabajos con morfología acar-cavada y en menor medida trabajos conformas de surcos paralelos o convergentesy ocelos. Aparte de la ya mencionada zonaanexa a La Leitosa, se pueden destacar lassiguientes:

PPrraaddoo ddee PPaarraaddiiññaa.. En esta localidadse encuentra una zona de exploraciónsuperficial con morfología de cárcavas,desarrollada sobre las facies de LasLoseras

RRííoo AAnnccaarreess.. Se designa con este nom-bre a dos labores de planta circular y desi-guales dimensiones (500 m y 200 m dediámetro respectivamente), situadas en lamargen izquierda de dicho río, en lasinmediaciones de San Martín de Moreda.Se encuentran en las cotas 680-710 m,sobre materiales de facies Valle de

Finolledo y algún depósito cuaternario.Son labores de poca envergadura y super-ficiales donde se mueve poca cantidad dematerial, parecen mas bien áreas deexploración donde se han realizado lava-dos de material para controlar su poten-cialidad.

VVaallddeevvaannaass.. Pequeño conjunto delabores situadas a 1km al sur de Moreda,que consta de un ocelo alargado de 100 mde diámetro y un conjunto de zanjas con-vergentes con planta triangular, de 400 m.Se encuentran emplazadas entre los 650 y700 m de cota con la finalidad de explorarniveles de la facies de San Pedro deOlleros.

LLooss MMeeaannddrrooss.. Pequeña labor de zanjassituada al Oeste de Barrera Rubia, deforma ovalada, tiene 300 m de eje mayor.Posiblemente reconoce niveles basales dela facies Las Loseras a cotas comprendidasentre los 780-760 m.

MMaacceeddoo.. Pequeño sector de zanjas deexploración con planta rectangular ypoco profundas, localizadas en la laderasur del cerro del Castro de San PedroOlleros, a una cota entre 690 y 750 m.

RRiibbóónn.. Area de labores situadas aambos lados del pueblo realizadas sobrela terraza alta del Burbia, frente al conode estériles de La Leitosa. Se desarrollanformas variadas de cárcavas, zanjas yocelos.

LLaass mmiinneerraalliizzaacciioonneess

Como es habitual en varias de la for-maciones rojas terciarias del NW de laPenínsula, estas albergan partículas de orodetrítico de pequeño tamaño y forma de


FFoottoo 22.. BBaarrrreerraa RRuubbiiaa,, ccaarraa oocccciiddeennttaall.. EExxpplloottaacciióónn ppoorr aarraaddooss ppaarraalleellooss aa llaa ccrreessttaa..

FFoottoo 11.. MMéédduullaass ddee LLaa LLeeiittoossaa,, eenn pprriimmeerr ppllaannoo ccoonnoo ddee eessttéérriilleess rroommaannooss..

pajuelas, con peso inferior al miligramo ytamaño inferior al milímetro.

En el presente trabajo se ha utilizado lainformación generada por una campaña deexploración mineralométrica por monacita(y por lo tanto no especifica para oro) rea-

lizada por ENADIMSA para el InstitutoGeológico y Minero, (IGME, 1976). Se haconsiderado el resultado de veinte concen-trados de batea de muestras de «todo uno»obtenidas en las formaciones terciarias ydepósitos cuaternarios. Hay que insistir de


TTAABBLLAA II..—————————————————————————————————————————Muestra Facies Cont. Au, gr/m3

—————————————————————————————————————————1 Valle de Finolledo 0 gr/m3

—————————————————————————————————————————2 Terraza cuaternaria (Río Ancares) Trazas

—————————————————————————————————————————3 S. Pedro Olleros 0,1 gr/m3

—————————————————————————————————————————4 La Leitosa 0,03 gr/m3

—————————————————————————————————————————5 La Leitosa 0,12 gr/m3

—————————————————————————————————————————6 Las Loseras 0 gr/m3

—————————————————————————————————————————7 La Leitosa 0,17 gr/m3

—————————————————————————————————————————8 La Leitosa 0,05 gr/m3

—————————————————————————————————————————9 La Leitosa 0,09 gr/m3

—————————————————————————————————————————10 La Leitosa 0,02 gr/m3

—————————————————————————————————————————11 La Leitosa 0,06 gr/m3

—————————————————————————————————————————12 La Leitosa Trazas

—————————————————————————————————————————13 La Leitosa 0,03 gr/m3

—————————————————————————————————————————14 La Leitosa 0,03 gr/m3

—————————————————————————————————————————15 Las Loseras 0,02 gr/m3

—————————————————————————————————————————16 La Leitosa 0,45 gr/m3

—————————————————————————————————————————17 Terraza alta del Burbia 0,05 gr/m3

—————————————————————————————————————————18 Aluvión cuaternario (Río Ancares) Trazas

—————————————————————————————————————————19 Aluvión cuaternario (Río Ancares) Trazas

—————————————————————————————————————————20 Aluvión cuaternario (Río Ancares) 0,05 gr/m3

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

nuevo en que los valores que se manejanson como mucho solamente orientativos yque las mineralizaciones de oro de estascaracterísticas necesitan para el conoci-miento aproximado de sus leyes, conside-rar un importante numero de muestras degran volumen.

Otro punto a resaltar es que, en la granmayoría de los casos el pequeño tamaño dela partículas de oro hace que estas seandifícilmente pesables. En este caso secuenta el número de granos que hay en elconcentrado y se suman los diámetrosmedios de todos ellos, transformándose elresultado en su equivalente en peso expre-sado en gr/m3 (VAQUERO NAZABAL,1977).

Como se ve en la Tabla I, la mayoríade las muestras utilizadas en el presentetrabajo pertenecen a la facies La Leitosa,y han sido tomadas en diferentes secto-res y niveles de la misma. Los valoresproporcionados por las muestras perte-necientes a esta facies, que es la masexplotada por los trabajos antiguos,oscilan entre 0,45 gr/m3 y trazas, con unvalor medio de 0,096 gr/m3. También sedetectan valores de oro en los depósitoscuaternarios y en la facies San PedroOlleros, pero en las muestras pertene-cientes a las facies de Las Loseras yValles de Finolledo, se han obtenidosvalores en oro nulos o bajos.

En general se puede afirmar que lafacies importante como portadora de oroes la facies La Leitosa, que aparte dealbergar la mayoría de los trabajos, pre-senta unos contenidos en oro similares alos establecidos por PEREZ GARCIA, etal (1992) y PEREZ GARCIA, (1992) enla facies Las Médulas y la Facies Santalla,

(excepto en su tramo inferior), en el yaci-miento de Las Médulas de Carucedo. Lapresencia de oro en la facies de San PedroOlleros y en los aluviones cuaternarios, esentendible si consideramos que existeuna importante realimentación de estosdepósitos a partir de la facies La Leitosa.El no detectar contenidos de oro signifi-cativos en las facies de Valle de Finolledoy Las Loseras, a pesar de la presencia detrabajos menores sobre ellas, parece nor-mal ya que son facies muy locales y queremueven regolitos, por lo tanto tienemuy poca capacidad de concentración deoro si no están situadas sobre un yaci-miento primario. En las Médulas, la for-mación Orellán de similares característi-cas, es igualmente valorada como estérilpor HOCQUARD, (1975), HERAIL,(1984) y PÉREZ GARCÍA, (1992).

CCOONNCCLLUUSSIIOONNEESS

En el presente trabajo se ha puesto demanifiesto la importancia y extensión de laactividad minera romana en el entorno deSan Pedro de Olleros, siendo posiblementeeste área la segunda en importancia delBierzo después de Las Médulas deCarucedo. Las trabajos se realizaron porprocedimientos diferentes por lo que seencuentran diversas morfologías de labores.

Los depósitos terciarios se han ordena-do en dos grupos y se han diferenciadodiversas facies por sus características sedi-mentológicas. Los principales trabajos seemplazan sobre una facies detrítica, LaLeitosa, formada por conglomerados y are-nas limosas correspondiendo a facies alu-viales poco organizadas con episodios detransporte en masa (abanicos aluviales).


Respecto al oro, los contenidos mas fre-cuentes entre los manejados son del ordende 0,15-0,03 gr/m3, similares a los presen-tes en la mayoría de los tramos de lacolumna de las Médulas.

Se destaca que la deposición de losmateriales detríticos terciarios respondenmas bien a una evolución polifásica conhundimientos e impulsos tectónicos suce-sivos asociados a fallas inversas y reordena-

ción de las redes fluviales, que la sucesiónestratigráfica tradicional basada en elrelleno continuo de una fosa tectónica. Eneste caso los materiales mas antiguos que-dan en las partes mas elevadas mientrasque los materiales mas modernos se for-man en las partes mas inferiores, produ-ciéndose un cierto grado de realimenta-ción a partir de los niveles detríticos supe-riores.


BBIIBBLLIIOOGGRRAAFFIIAA

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EEll ccaammppoo ppeeggmmooaappllííttiiccoo ddee DDooaaddee ((OOuurreennssee)) yyssuuss mmiinneerraalliizzaacciioonneess ddee SSnn yy TTaa aassoocciiaaddaass

The pegmoaplitic field of Doade (Ourense,Spain) and associated Sn and Ta mineraliza-

tions.

PAGES VALCARLOS, J. L.

This paper deals with the analysis of the geology and structure of the pegmoaplitic field ofDoade (Ourense, Spain). Several bodies are distinguished taking into account their mineralogyand spatial distribution. The composition shows the existence of four types of pegmoaplites, allof them corresponding to the same family in different evolutionary stages, in accordance withtheir spatial distribution (a clear zonality from the granite boundary into the metamorphicrock). Also the study of the greinesization process and the casiterite contain is carried out.

KKeeyy wwoorrddss: Pegmoaplite, Zonality, Casiterite, Greisenization, Ourense.

PAGES VALCARLOS, J. L. Facultade de Ciencias, Universidade de A Coruña. Campus de A Zapateira sn,15071 A Coruña.


IINNTTRROODDUUCCCCIIOONN YY AANNTTEECCEEDDEENN--TTEESS

El campo pegmoaplítico objeto de estetrabajo se encuentra en el NW de la pro-vincia de Orense, en su límite con la dePontevedra. Forma la extremidad meri-dional de un gran campo pegmatíticoemplazado en el flanco occidental delSinforme de Forcarei que, con direcciónN160-150 E, se extiende con una longi-tud del orden de 25 kms desde el Norte dela localidad de Forcarei hasta el Sur de lalocalidad de Doade. Se localiza en la hojadel M.T.N. 186, Ponte Caldelas, dentro delos términos municipales de Baeríz yAvión, y está situado sobre las laderas NEde la Serra do Suido, próximo a la locali-dad de Doade, en una altitud comprendi-da entre 600 y 800 m.

El campo pegmoaplítico tiene unasdimensiones aproximadas de 6 x 2 kms yen el afloran numerosos cuerpos pegmoa-plíticos con una dirección media deN160-150 E, que han sido objeto de unaintensa explotación minera para estañodurante los años 40 y 50 de este siglo.Como testigos de dicha explotación, exis-ten numerosas labores, la mayor parte delas cuales fueron realizadas directamentesobre los filones pegmoaplíticos, tanto enminería a cielo abierto (canteras y planosinclinados) como en labores subterráneasque alcanzan gran desarrollo.

Esta actividad se extinguió a principiosde los años 60, y desde entonces no havuelto a realizarse ninguna labor de explo-tación. Coincidiendo con el fin de la acti-vidad, se lleva a cabo el primer trabajo deinvestigación sobre estas mineralizaciones(HENSEN, 1967). En los años 70 y 80 se

realizaron diversas investigaciones porcompañías mineras y por el IGME, conresultados poco interesantes debido prin-cipalmente a la evolución del mercado deminerales.

Desde el punto de vista académico sehan realizados diversos trabajos sobremineralizaciones próximas o afines, comolas mineralizaciones filonianas del cercanogranito de Bearíz (CASTROVIEJO, 1974,1975 a y b) o los campos pegmatíticos deLalín y Forcarei, que desde hace años hansido objeto de diversos estudios; (PARGAPONDAL et al,1948), (VON KNO-RRING et al, 1981), (FUENTES FUEN-TES et al, 1996 a y b).

MMAARRCCOO GGEEOOLLOOGGIICCOO

LLiittoollooggííaass

El campo pegmoaplítico estudiado selocaliza en el Dominio Esquistoso deGalicia Tras Os Montes, incluido en laZona de Galicia -Tras Os Montes (Fig.1A). Las litologías que afloran en este áreapertenecen a tres grandes conjuntos litoló-gicos: Granitos sincinemáticos de la aline-ación Salvatierra-Cerdedo, el GrupoParaño y el Grupo Lalín-Forcarei. (ITGE,1989), que se disponen de W a E en elorden citado (Fig. 1B).

Los granitos sincinemáticos de la aline-ación Salvatierra Cerdedo ocupan el flancooccidental del área. En general es un gra-nito de dos micas (facies «Ala de Mosca»)con tendencia alcalina y tamaño de granode fino a medio; localmente presenta faciesde grano grueso a pegmatíticas y tenden-cia porfídica. El contacto con el encajantemetamórfico es neto y se ajusta a las

28 Pagés Valcarlos, J. L. CAD. LAB. XEOL. LAXE 23 (1998)

FFiigg.. 11AA.. SSiittuuaacciióónn ddeell áárreeaa ddee eessttuuddiioo ddeennttrroo ddee llaa ZZoonnaa ddee GGAALLIICCIIAA TTRRAASS OOSS MMOONNTTEESS ((FFAARRIIAASS eettaall,, 11998866))..

FFiigg.. 11BB.. EEssqquueemmaa ggeeoollóóggiiccoo ddeell áárreeaa ddee DDooaaddee..

CAD. LAB. XEOL. LAXE 23 (1998) El campo pegmoaplítico de Doade 29

estructuras hercínicas, a la vez que elcarácter sincinemático de los granitos y laexistencia de bandas de cizalla, hace quepresenten una fuerte orientación.

El Grupo Paraño es una sucesión degran potencia, predominantementeesquistosa, con intercalaciones de cuarcitasy metavulcanitas ácidas. (MARQUINEZ,1984) En esta área únicamente se observanlos tramos altos, consecuentemente con suposición dentro del Sinforme de Forcarei.La litología más abundante son los mica-esquistos andalucíticos, petrográficamentemicaesquistos más o menos cuarzosos ofeldespáticos, con andalucita y granate enporfidoblastos, indicando la existencia demetamorfismo de contacto. Intercaladoscon los anteriores existen unos tramoscaracterizados por un enriquecimiento encuarzo que macroscópicamente se distri-buye en lentes centimétricas fuertementeplegadas, existiendo un tránsito gradualentre estas dos facies que son similarespetrográficamente, diferenciándose única-mente por la proporción de cuarzo.Localmente se presentan bancos de cuarci-tas blancas afectadas por una esquistosidadmuy penetrativa, con una potencia queraramente sobrepasa los 2 m y una trazacuya longitud es normalmente inferior a100 m.

El grupo Lalín-Forcarei es un conjuntode litologías variadas en el que predomi-nan los micaesquistos feldespáticos y losparaneises, encontrándose a su vez nivelesortoderivados de anfibolitas y neises(MARQUINEZ, 1984).

En el área de Doade, el tránsito delGrupo Paraño al Grupo Lalín-Forcarei serealiza a través de un nivel predominante-mente cuarcítico que tiene un desarrollo

irregular y puede alcanzar potencias deunos 50 m. El nivel se presenta con diver-sas facies, desde micaesquistos muy cuarcí-ticos hasta cuarcitas blancas y grises en ban-cos de 0,5 a 1 m, siendo estas variacioneslitológicas posiblemente de origen sedi-mentario, aunque en algunos casos se puedeinterpretar como producto de la intensatectonización. Petrográficamente presentanuna mineralogía principal de cuarzo, pla-gioclasa, moscovita y biotita, habiendodesaparecido en este nivel los minerales demetamorfismo de contacto. En el campoparece estar en continuidad sedimentaríacon los materiales del Grupo Paraño yrepresentar quizás únicamente un mayoraporte detrítico, lo que explica que en tra-bajos anteriores haya sido considerado tantocomo perteneciente al Grupo Lalín-Forcarei(ITGE, 1986), como incluido en la partesuperior del Grupo Paraño (MARQUI-NEZ, 1984).

El Grupo Lalín-Forcarei (s.s) se puededefinir a partir de un nivel de anfibolitas,que alcanza una potencia de unos 20 m,aunque este se presenta no muy bien defi-nido cartográficamente a causa de oscila-ciones de potencia y fuerte replegamiento.Las anfibolitas presentan un bandeadoproducido por la alternancia de bandas deplagioclasa en porfidoblastos y bandas deanfíbol verde de tipo hornblenda.

A partir del nivel de anfibolitas sonpredominantes los micaesquistos y para-neises con porfidoblastos de plagioclasa depequeño tamaño. Petrográficamente sonmicaesquistos feldespáticos, formados pormoscovita, cuarzo, plagioclasa y biotita,presentándose la plagioclasa en porfido-blastos con inclusiones de cuarzo. Losparaneises intercalados son petrográfica-



mente similares pero con una mayor pro-porción de cuarzo.

En la parte inferior de la serie hay untramo de unos 300 m de potencia, conintercalaciones de anfibolitas y ortoneisesbiotíticos (formados por plagioclasa, cuar-zo y biotita) entre los metasedimentos. Enla parte alta de la serie aparecen variosniveles discontinuos de cuarcitas tableadasblancas que llegan a tener 20 m de poten-cia; presentan una esquistosidad muy mar-cada y reflejan cartográficamente el cierrede una estructura sinclinal del flanco delSinforme de Lalín.

La edad de los grupos Paraño y Lalín-Forcarei es estimada por IGME (1989)entre el Silúrico y el Devónico, pero sinpoder hacer más precisiones sobre su edad,a causa de la intensidad del metamorfis-mo.

Los cuerpos de pegmoaplitas que for-man el campo de Doade tienen morfologíafiloniana yy afloran en una banda paralela alcontacto de la alineación graníticaSalvatierra-Cerdedo. Presentan potenciasvariadas, desde 1 m a cerca de 10 m yencajan en los metasedimentos del GrupoParaño, en general concordantes en direc-ción con la esquistosidad principal de losmismos. Frecuentemente se encuentranplegados por la S3 por lo que se deduce

que su intrusión se produce durante estafase. Estas estructuras plegadas son comu-nes a todo el campo, ya que se puedenobservar también varios kms mas norte(Fig. 2) y son citadas en el área de Forcareipor FUENTES FUENTES et al (1996 b).

El campo pegmoaplítico tiene unazonalidad manifiesta, evolucionando lacomposición mineralógica de los cuerpospegmoaplíticos según su posición respectoal granito del flanco occidental.

TTeeccttóónniiccaa

Las diversas fases de deformación queafectan a este área, corresponden a las faseshercínicas observables en el arco internode Galicia, en la que se presentan losmateriales afectados por una esquistosidadpolifásica.

Se admite que los acontecimientos tec-tonometamórficos se desarrollan en tresfases. De la primera fase queda una esquis-tosidad S1, muy difícil de observar, lasegunda fase de deformación provoca elcabalgamiento de la Zona de Galicia -TrasOs Montes sobre el Anticlinorio del Ollode Sapo y la Unidad de los Montes deInvernadeiro (ITGE, 1989). La tercera faseproduce un repliegue general de las

FFiigg.. 22:: PPlliieegguueess eenn ccuueerrppooss ppeeggmmooaappllííttiiccooss.. CCaarrrreetteerraa NN 554411 ((MMaaddrriidd PPoonntteevveeddrraa)),, kkmm 662200..


estructuras, formando la mayoría de lospliegues menores observables y las grandesestructuras de la zona; el sinforme deForcarei y el Antiforme del Candán.

El área estudiada se sitúa sobre el flan-co occidental del Sinforme de Forcareisiendo su rasgo estructural mas manifiestola existencia de una esquistosidad princi-pal que se presenta como una «schisto-sity» (incluyendo a S2-S3). Sobre algunosniveles competentes, en bancos cuarcíticoso en algunas localidades, es posible separarS3 como esquistosidad de crenulación, deS2 «schistosity». En estos casos, las mues-tras petrográficas definen a la S3 como unaesquistosidad de flujo incipiente que pro-duce microplegamiento, recrecimiento yrecristalización de la moscovita. Sinembargo, como ya se ha citado, la caracte-rística principal del sector es la presenciageneralizada de una «schistosity» condirecciones medias N 160-150 E y buza-mientos subverticales inclinados tanto al Ecomo al W, con un marcado predominiode estos últimos. Se interpreta esta «schis-tosity» como el resultado de la oblitera-ción de dos esquistosidades de la mismadirección, correspondientes a la segunda ytercera fase, aunque dicha obliteración esuna característica local del área, ya que aescala regional, la S3 se suele presentarcomo esquistosidad de crenulación.

Estas tres esquistosidades reflejan, almenos, la existencia de dos fases tectónicascon distinto desarrollo de las meso ymacroestructuras resultantes, pero, a esca-la local dentro del área, el principal meca-nismo de deformación es el proceso de«buckling», ya que la existencia de unafuerte anisotropía penetrativa (esquistosi-dad S2-S3) y la falta generalizada de nive-

les de potencia métrica condicionan a quela deformación se produzca según dichomecanismo con la consecuente ausencia demesoestructura y sin embargo dando lugara numerosos micropliegues observablessobre vetas centimétricas de cuarzo desegregación, muy abundantes en los mate-riales del Grupo Paraño.

Dada la obliteración de las fases tectó-nicas F2 y F3, estos micropliegues han deser atribuidos a la tercera fase de deforma-ción, y sólo en muy raros puntos han sidoobservadas figuras de interferencia enmicropliegues. Geométricamente, losmicropliegues se caracterizan por su tama-ño centimétrico, ángulos pequeños entreflancos, ejes subhorizontales con pincha-miento del orden de 10º a l5º en sentidosS y N, más frecuentemente en este últimosentido y la dirección coincidente con laesquistosidad dominante.

Los filones pegmoaplíticos, que seintruyen durante la tercera fase, resultanplegados y foliados en algunos casos,siguiendo sus ejes las direcciones genera-les. En general, en los filones la morfologíade estos pliegues es asimétrica, suelen pre-sentar planos axiales subverticales y fenó-menos frecuentes de boudinage.

Los movimientos póstumos estánregistrados en una red de fracturas de tra-zas kilométricas y rectas. Sus direccionesse encuentran en el entorno de los N 30º-40º E. Son generalmente fallas dextrógirascon componente principal horizontal ycon desplazamientos que llegan a alcanzarvarios cientos de metros. En sectores pró-ximos a estas fallas se desarrollan zonas de«kink band» y de forma no muy clara-mente relacionada, una esquistosidad de


crenulación débil, detectable en campo ypetrográficamente.

MMeettaammoorrffiissmmoo

El metamorfismo regional que acom-paña a las fases de deformación hercínicas,alcanza su máximo desarrollo en la interfa-se F2-F3, y es epi-mesozonal de tipo pre-sión baja (MARQUINEZ, 1984).Posteriormente, y acompañando a la intru-sión de los granitos, se desarrolla un meta-morfismo de contacto que se superpone alregional, quedando indicado por la forma-ción de minerales tales como andalucita,granate, sillimanita, cordierita e inclusoparte de la biotita que puede atribuirse almetamorfismo de contacto.

LLAASS DDIIVVEERRSSAASS VVAARRIIEEDDAADDEESS DDEEPPEEGGMMOOAAPPLLIITTAASS

En conjunto, los cuerpos pegmoaplíti-cos se caracterizan por la presencia de«layerings» con distintos tamaños degrano y por la ausencia de zonaciones y detexturas gráficas. Petrográficamente, sonrocas granudas con textura alotriomórficay granulometría variable que va desdetamaños que oscilan alrededor del milíme-tro e inferiores, hasta 1-2 cms.Normalmente son de composición relati-vamente homogénea, sin embargo, en oca-siones aisladas, pueden mostrar un bande-ado composicional (distintos contenidosen feldespato potásico) y/o granulométri-co.

Presentan signos de deformación gene-ralizada e incluso pueden estar foliadas.Las características tectónicas más comunesson: extinciones ondulantes de todos los

componentes y especialmente del cuarzo,flexionamiento y hasta «kinkamiento» delas láminas de mica y deformación de losplanos de macla en la albita. A veces seobserva una orientación bastante biendefinida a la que se puede atribuir exclusi-vamente un origen tectónico, pero en otrasocasiones esta orientación parece ser debi-da a flujo magmático o a la superposiciónde ambos procesos, tectónico y magmáti-co, a la vez.

Los componentes principales mascomunes de los cuerpos pegmoaplíticosson cuarzo, albita y moscovita. El cuarzoes un componente común que aparece encristales alotriomórficos y subredondea-dos, la moscovita se halla en pequeñoscristales subidiomórficos, puede sustituira los feldespatos, y reemplaza a la biotitaquedando como productos derivados enesta sustitución (cristales de opacos, esfenae impurezas ferríferas en el interior de suscristales). La albita suele ser el mineraldominante; se han diferenciado dos varie-dades:

a). albita-1; se presenta en cristalessubidiomórficos o alotriomórficos detamaño superior al milímetro, macladacomúnmente según la ley de la Albita.

b). albita-2; es una albita de formacióntardía que aparece exclusivamente en laspegmoaplitas más diferenciadas.

También como minerales fundamenta-les, dependiendo de los casos, puedenhallarse feldespato potásico, espodumena ypetalita. El feldespato potásico se halla enlos tipos de pegmatitas menos evoluciona-dos y su contenido varía de unos tipos aotros, desde un 20-25% hasta cantidadesmuy accesorias (1-2 %). Cuando es muy


abundante, aparece en gruesos cristales,mayores de 2 mms e incluso centimétri-cos, con cierta tendencia a las formas subi-diomórficas. Por el contrario, la espodu-mena se encuentra únicamente en las peg-moaplitas mas evolucionadas, puede sermuy abundante e incluso el mineral mayo-ritario, presentándose en cristales de hábi-to prismático y con foliaciones muy mar-cadas. La petalita se ha hallado solamenteen un ejemplar de las pegmoaplitas masevolucionadas.

Como constituyentes accesorios, concontenidos inferiores al 5%, aparecen: bio-tita, berilo, casiterita, eosforita-childreni-ta, apatito y minerales de arcilla. Son acce-sorios en proporciones menos significati-vas: clorita, rutilo y minerales opacos,como la esfena, mineral de hierro, circón yesporádicamente turmalina y anatasa. Labiotita solo está presente en las pegmoa-plitas menos evolucionadas y en cantida-des muy accesorias que por lo general nosuperan el 2-3 % del total de la roca. Elberilo empieza a aparecer en las pegmoa-plitas sin biotita y continúa en los tiposmás diferenciados. Se presenta en peque-ños cristales idiomórficos a menudo altera-dos.

Dentro de los minerales opacos hay queresaltar la casiterita que se forma única-mente en los tipos de pegmoaplitas másevolucionadas y en los greísenes asociados.Presenta cristales de hábito variable, desdeidiomórfico, los de tamaños menores,hasta alotriomórficos los mayores (0,5mm). Puede incluir cuarzo y minúsculosopacos, algunos de los cuales podríancorresponder a columbotantalita. Estosminerales han sido los beneficiados en las

labores mineras desarrolladas sobre loscuerpos pegmoaplíticos.

Atendiendo a la composición mineraló-gica se han podido separar cuatro tipos depegmoaplitas que corresponden a sucesivosgrados de evolución dentro de una mismafamilia (Fig. 3).

TTiippoo.. ll.. PPeeggmmooaapplliittaass ddee ddooss mmiiccaass ccoonnbbiioottiittaa rreessiidduuaall..

Están constituidas por cuarzo-moscovi-ta y feldespato potásico como mineralesfundamentales. La biotita siempre apareceen cantidades muy bajas 2-3%, comocomponente metaestable, en estado demoscovitización o más raramente cloriti-zándose, sin embargo su presencia sirvepara indicar el grado mas bajo de diferen-ciación de este tipo de pegmoaplitas enrelación con los siguientes. En algunoscasos pueden comenzar a apreciarse fenó-menos de albitización.

TTiippoo.. 22.. PPeeggmmooaapplliittaass mmoossccoovvííttiiccaass..Están constituidas básicamente por

cuarzo, moscovita, albita y feldespatopotásico, habiendo desaparecido la biotita.La albitización se va acentuando y empie-za a encontrarse berilo.

TTiippoo.. 33.. PPeeggmmooaapplliittaass aallbbííttiiccaass..Se caracterizan por no contener canti-

dades apreciables de feldespato potásico.La paragénesis queda formada básicamen-te por cuarzo, moscovita y albita.Aparecen las dos variedades de albita y sepueden encontrar berilo y casiterita.

TTiippoo.. 44.. PPeeggmmooaapplliittaass lliittiinnííffeerraass oo ccoonnmmiinneerraalleess ddee lliittiioo..

Corresponde al grupo más evoluciona-do, son un subtipo de las anteriores encuanto a que están formadas también porcuarzo, moscovita, albita (2 variedades).


FFiigg.. 33.. DDiissttrriibbuucciióónn eessppaacciiaall ddee llooss ccuueerrppooss aappllooppeeggmmaattííttiiccooss..


Sin embargo, se han considerado apartepor el enriquecimiento que presentan enminerales de litio como espodumena o enalgún caso petalita. Al igual que en elgrupo anterior pueden tener además beri-lo y casiterita.

El paso de un tipo a otro se produce demanera gradual, encontrándose cuerpospegmoaplíticos del tipo 2, en los que labiotita queda como mineral relicto oalgunas del tipo 3, donde el feldespatopotásico se conserva sólo como un peque-ño cristal en el interior de algún cristal dealbita.

Superpuestos a todos los tipos citados,aunque con mayor frecuencia y sobre todocon mayor intensidad en los más evolucio-nados, aparecen fenómenos de greiseniza-ción que pueden concluir con la formaciónde greísenes mineralizados en los tipos 3 y4, básicamente formados por cuarzo ymoscovita, incluyendo pequeñas cantida-des de apatito y casiterita.

EELL CCAAMMPPOO DDEE DDOOAADDEE YY LLAA ZZOONNIIFFII--CCAACCIIOONN DDEE LLAASS VVAARRIIEEDDAADDEESS PPEEGG--MMOOAAPPLLIITTIICCAASS

En el Campo de Doade fueron explota-dos la gran mayoría de los cuerpos pegmo-aplíticos por medio de trincheras a cieloabierto, planos inclinados y galerías endirección sobre dichos cuerpos, desarro-llándose con más intensidad los trabajossobre los tramos de los filones que seencontraban alterados meteóricamente(recibiendo el nombre local de «barros»).

El mayor desarrollo de los trabajos selocaliza en el campo situado al norte delrío Doade, con importante desarrollo delabores a cielo abierto, y en un sector al

Sur de la localidad de Acebedo, donde selocaliza una galería de extracción quearranca desde la cota de 680 m, con laque se benefician al menos dos de losfilones mas importantes existentes en eseárea. El final de la actividad minera secentró en el lavado de los aluviones delrío Doade, los cuales fueron totalmenteexplotados. La existencia de abundanteslabores mineras proporciona buenos pun-tos de observación para el estudio de loscuerpos pegmoaplíticos.

Dentro del campo de Doade, los diver-sos tipos de cuerpos pegmoaplíticos pre-senta una manifiesta distribución espacial,que se refleja en la localización de sus aflo-ramientos. Esta disposición divide elcampo en dos sectores, occidental y orien-tal y este a su vez en tres subsectores;norte, centro y sur (Fig. 4).

SSeeccttoorr OOcccciiddeennttaall

En este sector, los cuerpos en el campopegmoaplítico se disponen con una relati-va dispersión. Los más importantes y con-tinuos de ellos tienden a situarse a distan-cias de 200 a 400 m del contacto del gra-nito. Las longitudes de los afloramientosalcanzan los 400 m aunque se detectannumerosos cuerpos menores (30-50 y 100m). Las potencias de los cuerpos, normal-mente en relación con la longitud de losmismos, oscilan desde 1 m a 5 m. Estaspegmoaplitas corresponden a los tipos 1 y2 aunque en las más alejadas del granitocomienzan a aparecer cuerpos más albíti-cos correspondientes al tipo 3.

Los cuerpos pegmoaplíticos seencuentran plegados por la fase 3, dandolugar a pliegues de plano axial subverti-

FFiigg.. 44.. SSeeccttoorreess ddeell ccaammppoo ppeeggmmooaappllííttiiccoo ddee DDooaaddee


cal, o vergentes al Este y con mayor desa-rrollo de los flancos Oeste, esto implicaque los cuerpos se presenten generalmen-te concordantes en dirección con laesquistosidad principal y muy verticali-zados, mayoritariamente buzando alOeste.

SSeeccttoorr OOrriieennttaall

En este sector es donde los cuerpospegmoaplíticos alcanzan más desarrollolongitudinal y donde se encuentran másevolucionados petrológicamente, siendoportadores de mineralizaciones de Sn-Ta.Se sitúan a una distancia del contacto delgranito entre 1500 a 2000 m y los cuerpossiguen una dirección aproximada de N l50E. Este campo puede ser dividido en tressubsectores:

SSuubbsseeccttoorr NNoorrttee

Por encima del río Doade, en el queaparece un cuerpo principal de pegmoapli-ta con una potencia entre 5 y 8 metros;corrida superior a los 500 m y con buza-miento general al W de 40º a 45º, a vecesacompañada en su base por otra capa de1,5 m. Esta primera capa ha sido explota-da en los puntos donde presentaba altera-ción meteórica, por medio de pequeñascanteras. A ambos lados de la capa y hastadistancias de 250-300 m, aparecen cuer-pos de menor potencia y continuidad, conlabores mineras de menor envergadura.Todas ellas pertenecen a los tipos 3 y 4 conuna greisenización importante. Estecampo está limitado por una falla de direc-ción N 30º E, con un desplazamiento en lahorizontal próximo a los 300 m.

SSuubbsseeccttoorr CCeennttrraall ((AAcceebbeeddoo))

El subsector está limitado por dos fallas,la citada anteriormente que le separa delsubsector norte, y otra al sur, paralela a laanterior y de características similares, que lesepara del subsector sur (Taboazas). Aquídestacan dos cuerpos principales pegmoa-plíticos con longitudes de 1000 m y 800m, que han sido objeto de explotación. Enla extremidad meridional del subsector apa-recen varios cuerpos de pequeñas dimensio-nes y con una disposición en relevo.

Las potencias de los cuerpos oscilanentre los 0,5 m y 3 m (pero pueden alcan-zar los 6 m en tramos de disposición sub-horizontal). Son pegmoaplitas pertene-cientes a los tipos 3 y 4 con greisenizacio-nes.

SSuubbsseeccttoorr SSuurr ((TTaabbooaazzaass))

Presenta como característica un mayordistanciamiento entre los cuerpos peg-moaplíticos, que en los sectores anterio-res. Está constituido por dos cuerposprincipales: el situado más al E es acom-pañado por algunos cuerpos menores, elsituado al W presenta a la mitad de surecorrido un desplazamiento en relevo,aunque también podría corresponder a unreplegamiento de la capa. La longitud delos cuerpos en este sector alcanza los1000 m y sus potencias en superficie sesitúan entre 0,5 m y 2 m, todos elloscorresponden a los tipos 3 y 4.

Estructuralmente, todos los cuerpos queaparecen en el Sector Oriental tienen unadisposición general buzando hacia el W,con valores de buzamiento comprendidosentre 40º y 60º. La tercera fase de deforma-


ción los afecta al igual que a los cuerpos delSector Occidental, pero la obliteración S2-S3 va desdoblándose, apreciándose S3 comouna esquistosidad de crenulación. Estehecho queda reflejado en la disposición delas capas, similar a una escalera, que man-tienen un buzamiento general al W (aco-modado a la S2) y con pequeños tramossubhorizontales (propiciados por la S3),produciéndose también un aumento depotencia en los tramos subhorizontalesfavorecido por un comportamiento disar-mónico entre los cuerpos de pegmoaplitas ylos micaesquistos encajantes.

El tipo de estructura en escalera, que hasido observada en varias labores subterráne-as que beneficiaban las bonanzas formadasen los tramos subhorizontales, es otro argu-mento que apoya la hipótesis de la intrusiónde los cuerpos aplopegmatíticos durante latercera fase de deformación, o cuando éstaestuviera en un momento avanzado.Conclusiones similares sobre el momento deemplazamiento son planteadas por FUEN-TES FUENTES, et al (1996 b).

CCOONNCCLLUUSSIIOONNEESS:: ZZOONNAALLIIDDAADD YYMMIINNEERRAALLIIZZAACCIIOONNEESS DDEE LLAASS PPEEGG--MMOOAAPPLLIITTAASS DDEE DDOOAADDEE

El campo pegmoaplítico de Doadeforma la extremidad meridional de ungran campo pegmatítico emplazado en elflanco occidental del Sinforme de Forcareique con dirección N160-150 E se extien-de con una longitud de 25 kms desde elNorte de la localidad de Forcarei hasta elSur de la localidad de Doade.

Dentro del área estudiada, el campotiene unas dimensiones del orden de 5 x 2Kms y mantiene la dirección media de

N160-150 E. Se han diferenciado cuatrotipos de pegmoaplitas en función de sucomposición mineralógica:

Tipo. 1 Pegmoaplitas de dos micas conbiotita residual

Tipo. 2 Pegmoaplitas moscovíticas Tipo. 3 Pegmoaplitas albíticasTipo. 4 Pegmoaplitas litiníferas o con

minerales de litio

La distribución espacial de los distintostipos de pegmatitas, presentes en elCampo de Doade pone de manifiesto quese encuentran ordenados de menor amayor grado de diferenciación a medidaque se alejan del contacto granítico haciala roca metamórfica encajante.

Dicha distribución se presenta de lasiguiente manera:

Una zona de pegmoaplitas de dosmicas con biotita residual (tipo l) en elcontacto inmediato con el granito; unasegunda zona de pegmoaplitas moscovíti-cas (tipo 2) que incluye localmente a laanterior, pero que continua hacia el Este alalejándose del contacto granítico. Por últi-mo, una tercera zona, mucho más extensa,de pegmoaplitas albíticas (tipo 3) que enalgunos sectores aparece enriquecida enminerales de litio (pegmoaplitas del tipo4). Incluida en esta zona albítica y en granparte coincidente con la litinífera, apareceun área de rocas fuertemente greiseniza-das. La mineralización de casiterita seencuentra en esta última zona de pegmoa-plitas albíticas y litiníferas y en los greíse-nes.

Se puede afirmar que todos los cuer-pos pegmoaplíticos estudiados corres-ponden a una misma familia, siendo susdiferencias un distinto grado de evolu-


ción, según se va produciendo un aleja-miento del foco emisor. El mineral deinterés económico, beneficiado tradicio-nalmente en las pegmoaplitas, ha sido lacasiterita, pero también es destacable lapresencia de columbotantalita y espodu-mena. Trabajos realizados por la E.N.ADARO (1985) permiten conocer elorden de contenidos en Sn y Ta de laspegmoaplitas mas evolucionadas, que fueestimado para el conjunto de los cuerpospegmoaplíticos del campo en 1100-1200ppm de Sn y 150 ppm de Ta.

Es destacable también el mayor

grado de evolución mineralógica deestas pegmoaplitas respecto a las descri-tas por FUENTES FUENTES et al(1996 b) en la extremidad septentrionaldel campo, en el sector de Forcarei,donde solo aparecen tipos menos evolu-cionados y sin mineralizaciones de casi-terita. Esta diferencia permite afirmarque también dentro del campo pegmatí-tico Forcarei-Doade, existe una zonali-dad Norte-Sur, aumentando hacia el Surla complejidad mineralógica y los conte-nidos en litio estaño y tántalo.



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TTiippoollooggiiaa ee eevvoolluuççããoo ddooss mmaatteerriiaaiiss ddee nneeooffoorrmmaaççããoossuuppeerrggéénniiccaa ddeetteeccttaaddooss nnaa eessccoommbbrreeiirraa ddaa MMiinnaa ddeeVVaallddaarrccaass ((VViillaa NNoovvaa ddee CCeerrvveeiirraa -- NN PPoorrttuuggaall)) --

IImmpplliiccaaççõõeess AAmmbbiieennttaaiiss

Typology and evolution of the new mineralogydeveloped at the mine waste dump of Valdarcas

(Vila Nova de Cerveira - N Portugal) -Environmental Implications

VALENTE, T. & LEAL GOMES, C.

The abandoned waste dump of Valdarcas tungsten skarn deposit — Vila Nova de Cerveira, NPortugal, represents a key site, appropriate to study the environmental problems related todeactivated sulfide tails. The tungsten mineralization which occurs in coexistence with metallic sulfide minerals, cal-cium silicates and carbonates, confers to this deposit special characteristics. The water-mineralinteractions at the waste dump surface, leads to the generation of acid mine waters (AMD) withhigh content of metals and sulfate (ASW), related to the sulfide minerals alteration.Consequently occurs the contamination of the Coura river system.Simultaneously the alteration of calcium silicates and carbonates produces neutralization reactions,and the development of a new mineralogy - soluble salts, iron crusts and clay minerals. The newparagenesis reflects the occurrence of wet-dry cycles, related to the seasonal variations of rainfall.These geochemical trends and their role in the process evolution of the waste dump surface tothe stabilization are the main subject of this work.The soluble salts, iron crusts and the clay minerals have different capacities and mechanisms tofixate the chemical potential associated to the AMD/ASW.The instability of the salt minerals leads only to a temporary fixation of the contaminant ele-ments. On the other hand, the crusts are capable of fixate efficiently these elements, speciallythe iron oxides, furthermore, they isolate the reactive minerals from the weathering agents.Consequently they limit the aquatic contamination, the dispersion area of the environmentalimpact and contribute to the chemical stabilization of the waste dump.

VALENTE, T. (Bolseira FCT, Departamento de Ciências da Terra da Universidade do Minho, Gualtar, 4719Braga Codex).LEAL GOMES, C. (Departamento de Ciências da Terra da Universidade do Minho, Gualtar, 4719 Braga Codex).


IINNTTRROODDUUÇÇÃÃOO

A industria extractiva desencadeia pro-blemas ambientais específicos que sãodeterminados pelas características dos sis-temas naturais intervencionados, e pelosatributos técnicos dos empreendimentosmineiros.

Os desequilíbrios físicos, químicos ebióticos adquirem magnitudes considerá-veis, quando o desmonte e separação deminérios incidem sobre materiais compotencial poluente. É o caso das paragéne-ses com sulfuretos metálicos.

Na região do Minho e particularmenteno concelho de Vila Nova de Cerveira, aNorte da Serra de Arga está localizado umdepósito de tungsténio em rochas calcossi-licatadas, no qual ocorrem sulfuretosmaciços de vários metais. A unidadeextractiva mais importante era a mina deValdarcas (Fig 1).

Nesta mina, cuja lavra mineira se sus-pendeu em meados dos anos 80, existemvolumosas escombreiras em que os tritura-dos estéreis acumulados, têm elevada per-

centagem de sulfuretos, em desequilíbrioperante as condições de alteração meteóri-ca actual. A reactividade dos sulfuretosorigina um foco de impacte ambiental queainda se manifesta, afectando principal-mente o sistema fluvial do Rio Coura, paraonde escorrem os efluentes mineiros.Define-se assim um sistema natural emdesequilíbrio perante as manifestações daactividade extractiva, o qual pode ser des-crito a partir de três unidades fundamen-tais: depósito primário (particularmente asparagéneses primárias sujeitas a desmontee beneficiação), escombreira (com tritura-dos finos) e Rio Coura. As peculiaridadesparagenéticas dos minérios explorados, emque massas sulfuretadas coexistem comassociações ricas em carbonatos e silicatos,e a elevada pluviosidade própria do climalocal, fazem com que a escombreira sejaum local chave para a compreensão dosfenómenos de evolução reaccional supergé-nica de triturados estéreis ricos em sulfu-retos.

A alteração dos sulfuretos em escom-breira gera escorrências ácidas – AMD

44 Valente, T. & Leal Gomes, C. CAD. LAB. XEOL. LAXE 23 (1998)

FFiigg.. 11.. LLooccaalliizzaaççããoo ddaa áárreeaa eemm eessttuuddoo..

CAD. LAB. XEOL. LAXE 23 (1998) Tipologia e evolução dos materiais 45

(“Acid Mine Drainage”) de águas ácidassulfatadas – ASW (“Acid SulphateWaters”). Na drenagem da escombreira epela evolução reaccional dos triturados,condicionada pelos ritmos climáticos sazo-nais, desenvolvem-se neoformações mine-ralógicas fraccionadas em diferentes tiposde materiais, como sejam os sais solúveis,couraças ferralíticas e argilas (VALENTEet al.,1997a), com distintas capacidades defixação de elementos.

As principais causas de evolução daescombreira após abandono da lavramineira podem agrupar-se em antrópicas enaturais.

Nas primeiras incluem-se as con-dições de rejeição, armazenamento emanipulação dos estéreis – acumulaçãopor despejo livre sem consideração decritérios geotécnicos relevantes, no querespeita à capacidade de retenção físicados detritos. Nas segundas consideram-se os desequilíbrios e subsequentesreacções, em que intervêm os mineraisprimários, após instabilização em con-dições termodinâmicas típicas deambiente supergénico, superficial.

A cadeia de interacções que ocorrem nosistema, depósito primário – escombreira– Rio Coura, culmina neste último, com aafluência da drenagem ácida.

Para compreender de forma integra-da as várias transformações observadas,seleccionaram-se como objectos primor-diais de estudo, as neoformações mine-ralógicas e as AMD/ASW. A sua carac-terização revelou importantes indicado-res, no que respeita ao papel desempen-hado pelas neoformações na definição deuma tendência para a estabilização dosistema.

MMEETTOODDOOLLOOGGIIAASS DDEE TTRRAABBAALLHHOO

Numa primeira fase de caracterizaçãogeral do sistema as opções metodológicas eas respectivas técnicas de suporte foramdirigidas ao estudo das neoformaçõesmineralógicas, e à análise descritiva einterpretativa das AMD/ASW e da conta-minação do sistema fluvial do Rio Coura.

EEssttuuddoo ddaass nneeooffoorrmmaaççõõeess mmiinneerraallóóggii--ccaass

As etapas principais do estudo foram asseguintes:

—Identificação mineralógica e caracte-rização composicional de associações para-genéticas supergénicas.

—Interpretação da génese e evolução –condições de equilíbrio e identificação demicroambientes de precipitação.

—Avaliação da sua capacidade de limi-tação da reactividade potencial dos estéreis- controlo da composição das AMD.

—Estudo do carácter expedito e eficá-cia das opções metodológicas, quando seequaciona a implementação de técnicasexpeditas que permitam conhecer o papeldesempenhado pelas neoformações nalimitação dos halos de dispersão dosmetais.

O estudo da fracção mineralógica sali-na (sais solúveis) desenvolveu-se em doisníveis distintos:

—sais naturais identificados no siste-ma;

—sais resultantes de experiências labo-ratoriais de salinização (obtenção de preci-pitado a partir de efluente filtrado)(VALENTE, 1996). Nas duas situações


recorreu-se à microscopia electrónica devarrimento (MEV) e à difracção de raios X(DRX).

A obtenção de imagens em electrõessecundários (ES – MEV) permitiu adeterminação da morfologia dos cristais edos hábitos e configurações dos agregadosmono e poliminerálicos. A microanálisede Raios X (MEV), combinada com aDRX, contribuiu para a identificação dosminerais e para a caracterização composi-cional das associações (VALENTE et al.,1997b).

Quanto às couraças ferralíticas efec-tuou-se um estudo petrológico em micros-copia óptica (luz transmitida – MOT ereflectida – MOR) e em MEV – análise desuperfície polida e de fragmentos(VALENTE et al., 1997a).

A identificação dos minerais de argilafoi efectuada por DRX em lâminas orien-tadas, com aplicação de tratamentos tér-micos e químicos, como os testes com eti-lenoglicol e glicerol.

EEssttuuddoo ddaass AAMMDD ee ddaa ccoonnttaammiinnaaççããoo ddooRRiioo CCoouurraa

A caracterização das AMD e da conta-minação do Rio Coura baseou-se na reali-zação periódica de campanhas de amostra-gem. Os métodos analíticos aplicados àdeterminação dos parâmetros físico-quí-micos, são na generalidade os indicados noStandard Methods for the Examination ofWater and Wastewater (1985).

Parâmetros expeditos como o pH, con-dutividade, temperatura e potencial deoxidação-redução (Eh) foram medidos insitu, com medidores digitais portáteis.

DDEEPPOOSSIITTOO PPRRIIMMAARRIIOO

As características, estruturais e parage-néticas do depósito de Valdarcas estão des-critas em BAYER (1968), CONDE et al.(1971) e COELHO (1993).

A actividade extractiva incidiu sobreminérios tungstíferos em níveis de skarn,com massas de sulfuretos, num depósitocuja génese é considerada essencialmentede tipo metassomático.

A mineralização scheelítico-volframíti-ca encontra-se associada a uma paragénesecomplexa e diversificada. As fácies litoló-gicas predominantes são calcossilicatadas,existindo abundantes sulfuretos com vol-framite. É a coexistência de minerais denatureza química antagónica —sulfuretos eminerais típicos da composição do skarn—que torna peculiar o comportamento destaparagénese no ambiente superficial daescombreira. A alterabilidade das asso-ciações sulfuretada e calcossilicatada deter-mina o estabelecimento de condições deequilíbrio particulares. Resulta daqui atendência de evolução geoquímica princi-pal, dirigida no sentido do aparecimentode neoformações mineralógicas supergéni-cas.

AAssssoocciiaaççããoo ssuullffuurreettaaddaa

Do espectro de minerais que compõemesta associação mineralógica destacam-sepela abundância e reactividade a pirrotite,pirite, arsenopirite e marcassite. O estudopetrológico de amostras do depósito pri-mário revelou várias evidências de altera-bilidade, com expressão macroscópica emicroscópica já nas frentes de desmonte. Acapacidade de reequilíbrio desta associação


em condições supergénicas, traduz-se peloaparecimento de óxidos - hidróxidos deferro. A Fig. 2 ilustra alguns aspectos tex-turais típicos da presença de mineraissecundários, controlada por fracturas,espaços intergranulares ou formando orlasde reacção e/ou pátinas de revestimento.

A pirrotite revela-se o mineral maisreactivo da associação. A sua capacidade dereequilíbrio, associada a uma rápida perdade ferro em ambientes de oxidação(CRAIG et al., 1991), possibilita por vezesa formação de termos sucessivamente maisricos em enxofre. A lixiviação preferencialdo ferro, também observável na piriteexpressa-se numa zonalidade composicio-nal como a que é exemplificada na Fig. 3.

AAssssoocciiaaççããoo ccaallccoossssiilliiccaattaaddaa

Nesta associação incluem-se os silicatoscaracterísticos do skarn, como a vesuviani-te, actinolite-tremolite, grossulária e dióp-sido. Consideram-se também neste quadroparagenético, a apatite e os minerais denatureza carbonata, como a calcite.

A alterabilidade dos silicatos é condi-cionada pela extensão das reacções dehidrólise, pelo que de um modo geralreflecte a hierarquização estabelecida pelasséries de Goldish.

A calcite apresenta-se fortemente reac-tiva, observando-se por vezes a formaçãode agregados cristalinos de calcite secun-dária.

AAvvaalliiaaççããoo ddoo ppootteenncciiaall ddee nneeuuttrraalliizzaaççããoo

A alterabilidade reflecte a estabilidadedas paragéneses primárias em superfície,pelo que depende das condições termo-dinâmicas próprias da génese primária ini-cial.

Na Fig. 4 apresenta-se um ordenamen-to qualitativo da alterabilidade de umconjunto de minerais parageneticamentesignificativos da associação mineralógicade Valdarcas (VALENTE et al., 1997a).

A neutralização da acidez gerada pelaalteração dos sulfuretos, é desencadeadapelo potencial químico atribuível às asso-ciações carbonatada e silicatada, e portan-

FFiigg..22.. IImmaaggeemm MMOORR -- LLRR NNiiccóóiiss II II.. OOrrllaa ddeerreevveessttiimmeennttoo ddee óóxxiiddoo--hhiiddrróóxxiiddoo ddee ffeerrrroo((OOXX--FFEE)) nnaa aarrsseennooppiirriittee ((AASSPPII)).. RReellííqquuiiaassddee ppiirrrroottiittee ((PPIIRR))..

FFiigg.. 33--11IImmaaggeemm MMOORR -- LLRR NNiiccóóiiss IIII.. AAlltteerraaççããoozzoonnaaddaa ddooss ssuullffuurreettooss ppiirriittee oouu ppiirrrroottiittee((PPII//((PPIIRR))..WW -- VVoollffrraammiittee..


to resulta do antagonismo químico quecaracteriza a paragénese. Este mecanismoembora não seja suficiente para anular aalterabilidade/reactividade, contribui paraa limitação da drenagem ácida e para odesenvolvimento de neoformações.

NNEEOOFFOORRMMAAÇÇÕÕEESS MMIINNEERRAALLOOGGII--CCAASS SSUUPPEERRGGEENNIICCAASS

A alternância de ciclos de lixiviação-dessecação combinada com a neutralizaçãoda acidez, promovida pela solubilização decarbonatos e outros constituintes do skarn,

conduzem ao desenvolvimento de micro-ambientes geoquímicos diferenciados, epor vezes espacialmente circunscritos.Estes são propícios ao estabelecimento dosfenómenos fraccionados de salinização,ferruginização, crustificação e argilização,dos quais resultam os sais solúveis e preci-pitados ocres, as couraças ferralíticas, e asargilas, respectivamente. Dá-se especialdestaque neste trabalho aos sais solúveis eprecipitados ocres de drenagem ácida e àscouraças ferralíticas.

EEssttuuddoo ddaa ffrraaccççããoo ssaalliinnaa ssoollúúvveell ee ddoosspprreecciippiittaaddooss ooccrreess

Na superfície da escombreira e na con-fluência das AMD/ASW identificou-seum espectro variado de espécies, domina-do pela presença dos sulfatos (Tabela I).

O gesso e a rozenite são dois dos saismais frequentes, individualizáveis e commaior cristalinidade, como se expressanos difractogramas da Fig. 5. De ummodo geral os sulfatos ocorrem em eflo-rescências de cor variável, com aspectopulverulento.

Frequentemente os difractogramas reve-lam espécies pouco evoluídas ou metaestá-veis, de baixa cristalinidade como os óxidos-hidróxidos de ferro (Fig. 6). Estes materiaisapresentam-se em massas de aspecto ferru-ginoso, observando-se diferentes tonalidadestípicas dos ocres de ferro.

Na Fig. 7-a podem observar-se ascaracterísticas morfológicas dos sais solú-veis mais abundantes. Nos períodos deforte dessecação ocorrem dispersos sobreeflorescências de gesso e rozenite, mono-cristais isolados de enxofre (Fig. 7-b).Macroscopicamente e no seu conjunto sur-

FFiigg.. 44.. AAlltteerraabbiilliiddaaddee ((mmááxxiimmaa--77;; mmíínniimmaa --00)) eeíínnddiiccee ddee aabbuunnddaanncciiaa rreellaattiivvaa ((aabbuunnddaannttee --55;; aauusseennttee -- 00)),, ppaarraa oo eessppeeccttrroo ddee mmiinneerraaiissppaarraaggeennnneettiiccaammeennttee mmaaiiss ssiiggnniiffiiccaattiivvoo,, ddaaaassssoocciiaaççããoo mmiinneerraallóóggiiccaa ddee VVaallddaarrccaass..LLeeggeennddaa:: AABB -- AAllbbiittee;; AAPP -- AAppaattiittee;; AASSPPII --AArrsseennooppiirriittee;; AA -- TT AAccttiinnoolliittee --ttrreemmoolliittee;;CCAA-- CCaallcciittee;; DDII -- DDiióóppssssiiddoo;; EEPP --EEppiiddoottoo;; FFBB -- FFeerrbbeerriittee;; FFKK -- FFeellddeessppaattoo KK;;GGRR -- GGrroossssuulláárriiaa;; LLOO -- LLoolliinnggiittee;; MMCC --MMaarrccaassss iittee ;; PPII -- PPiirr ii ttee ;; PPIIRR --PPiirrrroottiittee;; QQZZ -- QQuuaarrttzzoo;; SSCC -- SScchheeeelliittee;; SSII --SSiiddeerriittee;; VVEE -- VVeessuubbiiaanniittee;; VVOO --VVoollaassttoonniittee;; WW -- VVoollffrraammiittee..


gem como uma dispersão pulverulentafina de cor amarela.

CCoonnddiiççõõeess ddee eeqquuiillííbbrriioo ee mmiiccrrooaamm--bbiieenntteess ddee ddeeppoossiiççããoo

Nos meses de verão, quando a evapo-ração é intensa, a proliferação salina é ubí-qua, podendo constituir coberturas devários milímetros de espessura (VALEN-TE et al., 1997b). O agregado radiado degesso da Fig.7-a, constitui um aspectotípico de algumas eflorescências maiscompactas e espessas, correspondentes aperíodos mais longos em que se mantêmas condições de deposição.

Os monocristais de enxofre (Fig. 7-b)são de ocorrência rara e correspondem pro-vavelmente à deposição em períodos deforte dessecação (VALENTE et al.,1997b).

A cristalinidade dos óxidos-hidróxidosde ferro está dependente das condições doambiente de formação. O pH da solução

lixiviante, a ocorrência de mediação bacte-riana na oxidação do Fe2+ e a presença deoutras espécies (Al, Si, PO43-), tal comosugere HERBERT (1997), influenciamdirectamente a taxa de nucleação e o cres-cimento cristalino.

Os difractogramas da Fig. 6 são típicosde materiais efémeros pouco evoluídos,cuja persistência está sujeita a uma solubi-lização intermitente, dependente de ciclossazonais de humidificação.

Como extremos de solubilidade dosdiferentes materiais identificados referem-se a goethite (preferencialmente em con-dições de lixiviação), e os sulfatos resultan-tes da sobressaturação das soluções lixi-viantes (preferencialmente em condiçõesde dessecação).

Na tabela II apresenta-se a distribuiçãocartográfica das paragéneses precipitadasdesde a superfície da escombreira até àconfluência das AMD/ASW no Rio Coura.

A diferenciação paragenética, comexpressão cartográfica deve estar relaciona-

TTAABBEELLAA II.. CCoommppoossiiççããoo mmiinneerraallóóggiiccaa ddooss pprreecciippiittaaddooss ——mmiinneerraaiiss iiddeennttiiffiiccaaddooss nnoo ssiisstteemmaa eessccoommbbrreeii--rraa—— mmeeiioo aaqquuááttiiccoo..


da com o estabelecimento de microam-bientes específicos, determináveis emrelação com o pH (ERNEST et al., 1965;MONTOROI, 1995; BIGHAM et al.,1996).

Os sulfatos formam-se em ambientesespecialmente ácidos, com um escalona-mento dos equilíbrios, condicionados pelasolubilidade.

Os óxidos-hidróxidos de ferro reflec-

tem a neutralização da acidez dasAMD/ASW, pelo que ocorrem na escom-breira e/ou em locais dominados por con-dições de lixiviação. Na confluência com o

FFiigg.. 55.. DDiiffrraaccttooggrraammaass ccoorrrreessppoonnddiieenntteess aaooss ssaaiissssoollúúvveeiiss mmiinneerraaiiss:: aa)) GGrreessssoo ((GGee));; bb))RRoozzeenniittee ((RRzz))..

FFiigg.. 66.. DDiiffrraaccttooggrraammaass ccoorrrreessppoonnddeenntteess aa mmaatteerriiaaiissccoomm eessttaaddooss ddee ccrriissttaalliinniiddaaddee vvaarriiáávveell,, iiddeennttii--ffiiccaaddooss nnaa ssuuppeerrffíícciiee ddaa eessccoommbbrreeiirraa ee nnaa ccoonn--fflluuêênncciiaa ddaass AAMMDD//AASSWW ccoomm oo RRiioo CCoouurraa..GGtt:: GGooeetthhiittee;; JJtt:: JJaarroossiittee;; SScchh::SScchhwweerrttmmaannnniittee;; QQzz:: QQuuaarrttzzoo..

FFiigg.. 77.. AAggrreeggaaddooss ee hháábbiittooss ccrriissttaalliinnooss pprróóppiiooss ddee ddiiffeerreenntteess ccoonnddiiççõõeess ddee ddeeppoossiiççããoo.. IImmaaggeennssss ddee MMEEVV((EESS)).. aa)) GGeessssoo;; bb)) EEnnxxooffrree nnaattiivvoo ssoobbrree ggeessssoo++rroozzeenniittee..


Rio Coura a sua presença é controlada peloefeito de diluição associado à mistura dasAMD/ASW com a água não contaminada.

Quando os períodos de dissolução coin-cidem com fortes precipitações durantemeses de estio, pode ocorrer aumento sig-nificativo da acidez e da concentraçãometálica na drenagem.

A realização de ensaios laboratoriais desalinização realçou a natureza electrolíticados processos de deposição/solubilizaçãoem presença das AMD/ASW, a qual tinhasido detectada no sistema natural.

O resíduo seco obtido por precipi-tação laboratorial apresenta uma distri-buição estratificada, com formação tar-dia de sulfatos de ferro e de gesso, bemdesenvolvidos. Nas cápsulas de evapo-ração detectam-se vários fenómenos deestruturação morfológica das neofor-mações, que tinha sido observada naescombreira. Nomeadamente os que serelacionam com a dessecação, salinizaçãoe ferruginização.

A evolução do precipitado simuladaem laboratório revela a susceptibilidade eritmos de estabilidade das espécies salinas,

quando sujeitas às variações impostas pelascondições ambientais de dessecação ehumidificação, características do sistemanatural.

CCoouurraaççaass ffeerrrraallííttiiccaass

A crustificação que se desenvolve noambiente intensamente ferruginoso daescombreira culmina na formação de cou-raças ferralíticas. Estas são aqui entendi-das como massas de agregados mais oumenos consolidados, desenvolvidas pelaacção aglutinante de um ocre sobre os tri-turados estéreis e seus produtos de alte-ração (VALENTE et al., 1997a). Não têmportanto qualquer relação com o termo,ferralite, reservado à designação de agre-gados ricos em ferro próprios de umapedogénese tropical com forte lixiviaçãode sílica.

O cimento assegura em simultâneo acrustificação e o isolamento dos mineraisreactivos, e incorpora constituintes essen-cialmente alóctones.

Na caracterização das couraças conside-

TTAABBEELLAA IIII.. AAssssoocciiaaççõõeess ppaarraaggeennééttiiccaass ppoossssíívveeiiss nnaa eessccoommbbrreeiirraa ee nnaa ccoonnfflluuêênncciiaa ddoo eefflluueennttee ccoomm oo rriiooCCoouurraa.. AA sseettaa iinnddiiccaa ppoossiiççõõeess ddee eessccoorrrrêênncciiaa pprrooggrreessssiivvaammeennttee aaffaassttaaddaass ddaa ssuuppeerrffíícciiee ssuuppee--rriioorr ddaa eessccoommbbrreeiirraa


ram-se três fracções geneticamente distin-tas, descritas na tabela III.

Do ponto de vista macroscópico distin-guem-se pela cor, compactação, porosida-de, dureza, natureza e textura do cimento,granularidade e mineralogia da fracçãoaloquímica.

CCaarraacctteerriizzaaççããoo tteexxttuurraall ee ccoommppoossiicciioonnaall

A caracterização textural e composicio-nal das couraças faz apelo à identificação edistribuição espacial dos constituintes(residuais, lixiviados, remobilizados e fixa-

FFiigg.. 88.. AAssppeeccttooss tteexxttuuaaiiss ccaarraacctteerrííssttiiccooss ddaass ccoouurraaççaass ffeerrrraallííttiiccaass.. aa)) GGrrããooss ddee ssuullffuurreettoo iissoollaaddooss ppeelloo óóxxiiddooddee nneeooffoorrmmaaççããoo -- ggooeetthhiittee.. PPII:: ppiirriittee;; PPIIRR:: ppiirrrroottiittee;; AASSPPII:: aarrsseennooppiittiittee;; OOXX:: óóxxiiddoo--hhiiddrróóxxiiddoo ddeeffeerrrroo.. bb)) CCrreesscciimmeennttoo iirrrraaddiiaannttee ddee ssaaiiss ddee ggeessssoo aaoo lloonnggoo ddaa ffrraaccttuurraass -- ffeennóómmeennoo ddee aasscceennssããoo ccaappii--llaarr eemm ffeennddaa ddee rreettrraaccççããoo,, sseegguuiiddoo ddee eevvaappoorraaççããoo nnaa ssuuppeerrffiicciiee.. GGEE:: GGeessssoo,, SSFFee:: ssuullttaattoo ddee ffeerrrroo..

TTAABBEELLAA IIIIII.. CCoonnssttiittuuiiççããoo ddaass ccoouurraaççaass ffeerrrraallííttiiccaass..

aa)) IImmaaggeenn MMOORR -- LLRR NNiiccóóiiss bb)) IImmaaggeenn MMEEVV -- EESS


dos) e ao seu posicionamento em mineraisprimários e/ou supergénicos.

As Figs. 8 – a,b, mostram algumas tex-turas características das couraças, as quaispermitem interpretações de carácter gené-tico.

A variabilidade composicional reflectea complexidade das paragéneses primáriasdo depósito. Todos os minerais das paragé-neses primárias podem integrar a fracçãodetrítica, e surgir aglomerados por crusti-ficação. Verifica-se que as couraças maisfortemente consolidadas apresentam maiorconteúdo de sulfuretos na fracção detrítica(aloquímica).

Por outro lado, a eficácia isolante daspelículas iniciais, geradas no processo decrustificação, é demonstrada pelo estadode preservação em que ocorrem muitosminerais reactivos, em especial os sulfure-tos.

A fracção cimento - fracção ortoquími-ca de neoformação em escombro- apresen-ta os seguintes constituintes essenciais(VALENTE et a., 1997a):

—Óxidos de ferro – predominante-mente goethite e hidróxidos de baixa cris-talinidade.

—Argilas – com uma porção significa-tiva de fracção caulínico-esmectítica.

—Sais – sulfatos de ferro>gesso > cal-cite.

—Enxofre nativo – raro, intercrescidoou depositado sobre a superfície de crusti-ficação.

—Sílica coloidal – rara, preenchendofracturas (herdadas e/ou resultantes defragmentação) e espaços intergranulares.

Tratando-se de constituintes relativa-mente insolúveis em condições de superfí-

cie, os óxidos, em especial a goethite, agre-gam de forma eficaz os clastos de naturezaprimária e supergénica. Possuem ainda ele-vada capacidade de fixação de elementos,quer num estado de adsorção superficial(fixação transitória), quer incorporando asua estrutura cristalina (fixação definitiva).

CCOONNTTAAMMIINNAAÇÇÃÃOO DDOO SSIISSTTEEMMAA FFLLUU--VVIIAALL DDOO RRIIOO CCOOUURRAA

Embora se inventariem vários focos deimpacte ambiental, relacionados com autilização do domínio público hídrico notroço do Rio Coura que está em estudo(Fig. 9), a afluência das AMD/ASW repre-senta a principal contribuição em termosde elementos químicos depreciadores daqualidade da água.

CCaarraacctteerriizzaaççããoo ddaass AAMMDD//AASSWW

A caracterização das águas e efluentesé apoiada pela representação gráfica docomportamento dos parâmetros conside-rados mais relevantes para a avaliação dopotencial poluente, quando se considerauma situação de drenagem mineira,ácida (AMD). (Figs. 10 e 11).

Na Fig. 10 é possível verificar que ainfluência dos ciclos sazonais de dessecaçãoe lixiviação é evidenciada pelas variaçõesde pH observadas entre os meses deAgosto 95 e Março 96.

A maior acidez detectada no mês deAgosto poderá estar a reflectir as seguintescondições ambientais:

- condições de escoamento, mais redu-zido, verificando-se consequentementemenor capacidade de diluição natural;

- evaporação intensa típica de verão,

com consequente aumento da concen-tração iónica das soluções lixiviantes;

—dissolução da fracção salina promo-vida pelas primeiras chuvas de verão, oco-rridas na semana de amostragem, comconsequente mobilização da carga iónicaantes retida nos sais, para o sistema deescorrência, caracterizado por baixos valo-res de caudal.

Para além deste aspecto, a intensa des-secação de verão poderá ter provocado aesfoliação das camadas de óxido de ferroque revestem as superfícies de escorrência.Os sulfuretos antes isolados ficam assimexpostos. As primeiras chuvas, ao promo-verem as reacções de interacção água-mineral, provocam a mobilização de


FFiigg.. 1100.. CCoommppaarraaççããoo ddooss vvaalloorreess ddeell ppHH ddooeefflluueennttee nnooss mmeesseess ddee AAggoossttoo ddee 11999955 eeMMaarrççoo ddee 11999966..

FFiigg.. 1111.. VVaarriiaaççããoo eessppaacciiaall ddaa ccoonncceennttrraa--ããoo ddee FFee,,CCaa,, ee SSoo44 nnoo eefflluueennttee ((aammoossttrraaggeenn rreeaalliizzaa--ddaa eemm MMaarrççoo 11999966))..

FFiigg.. 99.. PPrriinncciippaaiiss ffooccooss ddee iimmppaaccttee aammbbiieennttaall llooccaalliizzaaddooss nnoo ttrrooççoo ddoo rriioo eemm eessttuuddoo ee llooccaaiiss ddee aammoossttrraaggeemmccoonnssiiddeerraaddooss..

catiões e ião sulfato, com reflexo na dimi-nuição do pH.

Na Fig. 11, relativa à variação docálcio, ferro e sulfato, parece tambémreflectir as condições atmosféricas oco-rrentes no período de amostragem –intensa lixiviação. A ligeira diminuiçãoda concentração de ferro, detectadaentre o segundo e o terceiro local deamostragem, deverá estar relacionadacom mecanismos de remoção catiónica,associados às neoformações do tipo, cou-raça ferralítica. A intensa lixiviaçãolimitou a formação de sais solúveis, peloque se justifica a dificuldade deretenção dos iões sulfato e mesmo decálcio, sob a forma de sulfatos de ferro egesso. O ferro está fixado essencialmen-te como goethite.

As concentrações mais elevadas detec-tadas a jusante de M2, podem relacionar-se com o arrastamento de estéreis reactivosa partir da escombreira fortemente insta-bilizada do ponto de vista físico, por ravi-namentos decorrentes de escorrênciastorrenciais em períodos de intempérie.

AAllccaannccee ddaa pprrooggrreessssããoo ddaass AAMMDD//AASSWWnnoo RRiioo CCoouurraa

As Figs. 12 e 13 descrevem a variaçãoespacial da contaminação no troço do rioque está em estudo. A diminuição da qua-lidade da água a partir da confluênciaexpressa-se pela diminuição do pH, eexpressa-se por um aumento brusco deconcentração na generalidade dos parâme-tros composicionais.

A confluência, representada peloslocais de amostragem C4, C5 e C6, reve-la-se uma zona especialmente conturba-

da no que respeita à localização espacialdos microambientes de mistura, lixi-viação e precipitação. Aqui ocorre umconjunto diversificado de fenómenos,ordenados pelas variações de pH e Eh,por sua vez promovidas pelo efeito demistura do efluente mineiro com a águado rio.

As reacções de neutralização e conse-quentemente a precipitação de óxidos-hidróxidos de ferro, determina a intensacromatização ocre aqui verificada. A dis-ponibilidade de partículas coloidais,sobretudo de hidróxidos de ferro, comelevada capacidade de adsorção superfi-cial, sugerem a ocorrência de fenómenosde distribuição de elementos entre asfracções suspensa e solúvel. Estas reacçõespoderão ser significativas no caso do ele-mento arsénio, mobilizado a partir daalteração da arsenopirite, de importânciaconsiderável como elemento poluente, eque não se detectou retido em escombrei-ra nas neoformações, conforme sugeremSMITH et al. (1994) e SALOMONS(1995).

Após a confluência, o comportamentodos parâmetros representados revela pro-gressivamente o efeito de diluição natural.O halo de dispersão da contaminação man-tém-se mesmo após a afluência da Ribeirade S. João, que pelo seu elevado caudal,representa um importante potencial dediluição.

A observância de valores de qualidadeda água próximos das características defundo (não anómalos), só ocorre cerca de7,5 Km a jusante da confluência. A cro-matização ocre do leito do Rio Couraembora diminua mantém-se perceptívelaté próximo da foz.


CCOONNCCLLUUSSÕÕEESS –– CCoonnssttiittuuiinntteess ee ppóóllooss ddeeeevvoolluuççããoo ddoo ssiisstteemmaa

A complexidade de interacções queocorrem na escombreira, impostas em pri-meiro lugar pela paragénese primária dojazigo, tornam relevante que o estudo dosistema seja inicialmente dirigido às ver-tentes: alteração em escombreira - neofor-mações mineralógicas e génese deAMD/ASW – e contaminação do sistemafluvial do Rio Coura.

A alternância de ciclos sazonais dehumidificação/dessecação influencia direc-tamente os mecanismos de alteração, comreflexo na natureza da mineralogia neofor-mada.

Os minerais e agregados de neofor-mação que a seguir se discriminam nassuas fracções principais, desempenhamcom eficácia distinta, o papel de fixadoresde elementos contaminantes do sistemafluvial:

—Sais solúveis - funcionam como indi-cadores da capacidade poluente dasreacções em escombro. Através de DRX,associações salinas complexas com consti-

tuintes de elevada cristalinidade, sugeremperíodos de forte retenção de poluentes(condições de dessecação), e consequente-mente, limitação dos halos de dispersãodos metais.

—Couraças ferralíticas – representamum mecanismo eficaz de fixação in situ,devido à estabilidade dos minerais de neo-formação que asseguram a crustificação,sobretudo os óxidos.

—Argilas – de natureza essencialmen-te caulínico-esmectítica, a sua estabilidadesugere um papel importante na fixação deelementos, não só por integração de catiõescomo o ferro na rede cristalina, mas tam-


FFiigg.. 1122.. VVaarriiaaççããoo ddoo ppHH nnoo ttrrooççoo ddoo RRiioo CCoouurraaeemm eessttuuddoo ((aammoossttrraaggeemm rreeaalliizzaaddaa eemmMMaarrççoo ddee 11999966))..

FFiigg.. 1133.. VVaarriiaaççããoo ddaa ccoonncceennttrraaççããoo ddee FFee,, CCaa ee SSOO44 nnoottrrooççoo ddoo RRiioo CCoouurraa eemm eessttuuddoo ((aammoossttrraaggeemmrreeaalliizzaaddaa eemm MMaarrççoo ddee 11999966))..

FFiigg.. 1144.. MMooddeelloo eessqquueemmááttiiccoo ddaass iinntteerraaççõõeess nnoo ssiiss--tteemm,, eessccoommbbrreeiirraa--mmeeiioo aaqquuááttiiccoo..

bém por adsorção superficial de catiõesdiversos.

Na Fig. 14 apresenta-se um modelosimplificado das várias interacções obser-vadas (VALENTE et al., 1997a). Nestasimplificação a capacidade evolutiva dosistema é reduzida a uma representaçãotetraédrica. Os quatro pólos do sistemaorganizam-se numa configuração dicotó-mica entre: paragénese primária (reactiva– vértice oposto)/neoformações mineraló-gicas supergénicas (estabilizadoras – triân-gulo frontal).

As transformações associadas àsAMD/ASW são determinadas pelo póloparagénese primária. A composição dassoluções evolui, no interior do tetraedro,ao ritmo dos ciclos climáticos, no sentidodas neoformações – couraças – argilas –sais.

Embora a generalidade das neofor-mações tenha capacidade limitadora doimpacte ambiental, o equilíbrio final e adissipação da reactividade da escombreira,ocorre quando os materiais acumulados,evoluem para as proximidades do pólo,couraças.



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A influência da fracturação na exploraçãode rochas ornamentais: o caso do granitode Pedras Salgadas (Vila Real, Norte de

Portugal)

The fracturation influence on the exploitationof ornamental rocks: the case of the Pedras

Salgadas granite (Vila Real, North of Portugal)

OLIVEIRA SOUSA, L. M.; COELHO PIRES, C. A.

The exploitation of ornamental granite in Pedras Salgadas region is limited by the regional faultpattern, which is formed by three sets of principal faults.Based upon the joint spacings measurements, the medium was computed for each quarry andfor the massif. The medium exploitaion yield of the quarries was also estimated.

Key words: granite, ornamental rock, quarry, joint, exploitation yield, Portugal.

OLIVEIRA SOUSA, L. M.; COELHO PIRES, C. A. (Secção de Geologia. Universidade de Trás-os-Montes e Alto Douro. Apartado 202. 5001 Vila Real Codex. Portugal. email: [email protected]).


INTRODUÇÃO

A fracturação natural dos maciços gra-níticos controla de um modo directo a suacapacidade para fornecer matéria-primapassível de ser utilizada como rocha orna-mental.

Em diversos locais e em diferentestipos de rochas, vários autores têm estuda-do a fracturação dos maciços e quantifica-do o material que poderá ser extraído soba forma de blocos (SILVA, 1989, RAMOS,1990; MOREIRA, 1992, 1995; SILVA,1992; PIRES, 1992; CASTRO, 1993;TOYOS et al, 1994; SOUSA, 1995;MOURA et al, 1995; CAVALEIRO ePRATES, 1995).

Obviamente que o valor comercial domaterial extraído é fundamental para se

considerar que uma determinada intensi-dade de fracturação é ou não penalizante.Quanto maior o valor comercial da rochaextraída, mais pequenos podem ser os blo-cos extraídos e/ou menor o rendimento dapedreira.

Importa referir que a fracturação deve-rá ser estudada a toda as escalas, desde asfalhas regionais até às microfissuras, assimcomo o estudo das respectivas característi-cas físicas: atitude, espaçamento, continui-dade, rugosidade, abertura e enchimento(COSTA, 1992; EGEA et al, 1995).

AREA ESTUDADA

As explorações do Granito de PedrasSalgadas situam-se no maciço granítico de

60 Oliveira Sousa & Coelho Pires CAD. LAB. XEOL. LAXE 23 (1998)

Fig. 1. Localização geográfica e enquadramento geológico.

CAD. LAB. XEOL. LAXE 23 (1998) A influência da fracturação 61

Vila Pouca de Aguiar (Fig. 1). Este maciçoé pós-tectónico relativamente à fase F3 dadeformação Hercínica e por isso apresenta-se pouco fracturado, o que permite a deli-mitação de grandes áreas do maciço comóptimas condições para ser exploradocomo fornecedor de matéria-prima para aindústria das rochas ornamentais. Estegranito foi considerado o principal póloprodutor de rocha ornamental do NE dePortugal (PIRES, 1992).

Na actualidade encontram-se em labo-ração cerca de 20 pedreiras que, além deblocos primários destinados à indústriatransformadora, produzem pequenas peçaspara a construção civil: cubos, paralelepí-pedos, lancil, perpianho, etc. Esta activi-dade extractiva e transformadora empregacerca de 250 operários e os produtos ven-didos rendem anualmente cerca de 2 000000 000 de escudos.

ESTUDO DA FRACTURAÇÃO

Fracturação regional

A cartografia da fracturação regional àescala 1:10 000 mostra a existência de trêsfamílias de falhas: N10°-30°E, N60°-80°E e N40°-50°W (Fig. 2).

O primeiro sistema de falhas (N10°-30°E) é aquele que marcadamente maisafecta o maciço e as falhas que o consti-tuem são, grosso modo, paralelas aoimportante acidente tectónico situado1000 m a Este da área, a Falha de VilaReal (CLAVEROL et al, 1988). Estas fal-has originaram faixas de alteração subpara-lelas e de largura variável, podendo atingiros 50 metros. Associados a estas fracturas

encontra-se, frequentemente, granito epi-sienitizado e episienito e, com menos fre-quência, quartzo.

Outra importante família de fracturaspossui direcção N40°-50°W. Em termosde alteração é menos importante que afamília anterior; as falhas possuem menorextensão e intensidade de alteração deca-métrica.

A terceira família mais importantepossui direcção N60°-80°W é menos fre-quentemente observada e produz alteraçãoem bandas com largura de alguns metros.

Foram também identificadas algumasfracturas N40°-60°E, cuja frequência nãolhes permite atribuir a designação defamília.

Nas intersecções de fracturas a intensi-dade de fracturação e alteração são obvia-mente mais intensas. As pedreiras estãolocalizadas nos compartimentos entre asbandas alteradas definidas pelas várias fal-has devido ao menor diaclasamento e alte-ração do granito.

Como já foi referido a presença de des-tas famílias de falhas com grandeextensão delimitam as zonas onde omaciço apresenta melhores condições dealteração e fracturação, localizando-se aspedreiras entre estes «corredores de frac-turação». Uma das consequência da pre-sença destes corredores de fracturação é alocalização das pedreiras em zonas estrei-tas e a sua evolução preferencialmente emcomprimento e ao longo de uma zonamenos fracturada (Fig. 3).

Fracturação local

Nas pedreiras, a fracturação predomi-nante são as diaclases subverticais, sendo


Fig. 2. Fracturação regional na região onde é exploradoo Granito de Pedras Salgadas.


as diaclases sub-horizontais menos comunsem virtude da pouca profundidade que aspedreiras atingem. No entanto, deve-sereferir que as diaclases sub-horizontais,quando apresentam pendor variável, sãoextremamente gravosas para a exploração,porque inviabilizam a obtenção de zonasdo maciço com possibilidade de extrairblocos paralelepipédicos com a ajuda dafracturação natural (Fig. 4). Estas diaclasesestão presentes quando as pedreiras estãoimplantadas em locais com declive acen-tuado. A movimentação brusca dos blocosde maciço delimitados por estas falhas e a

consequente diminuição da carga litostáti-ca podem ter causado este tipo particularde diaclases. Mais informações sobre estasestruturas podem ser encontradas emVIDAL ROMANI et al (1995).

Atitude das diaclases

Foi efectuado o levantamento sistemá-tico das diaclases observadas em cada umadas pedreiras. Como já referimos a área emexploração em cada pedreira é relativa-mente pequena pelo que o número demedições efectuadas também é reduzido.

Fig. 3. Localização das pedreiras e evolução da exploração condicionadas pelos corredores defracturação.


Na figura 5 apresentam-se os diagra-mas de roseta das diaclases observadas emcada uma das pedreiras e podemos verifi-car, por comparação com a figura 2, quenalgumas pedreiras o diaclasamentoreflecte as falhas regionais ao redor dessaspedreira, como é caso das pedreiras D, N,A, O, H, I e J. O estudo geológico de por-menor do maciço, antes da instalação deuma pedreira, é extremamente importan-te, pois quanto mais afastada de um corre-dor de fracturação estiver uma pedreira,maior é a possibilidade do diaclasamentoser favorável.

Noutras pedreiras esta dependêncianão é tão evidente, muito provavelmenteporque a escala a que foi efectuada aCartografia (1:10 000) não é a mais apro-priada e a presença da cobertura de solo egranito arenizado não possibilitaram a

identificação da totalidade das falhas pre-sentes no maciço. Em trabalhos anterior-mente efectuados, quer nas pedreiras doGranito de Pedras Salgadas, quer noutrosgranitos de Portugal, RAMOS et al (1984,1985) verificaram que o diaclasamentoobservado nas pedreiras nem sempre é aná-logo ao principal sistema de fracturação domaciço. Esta discordância pode ser expli-cada pelo facto de muitas das grandes frac-turas serem constituídas por um conjuntode fracturas secundárias com orientaçãodistinta da fractura principal (GAMONDe GIRAUD, 1982).

Na figura 6 estão representadas as pro-jecções estereográficas (rede de Schimdt;hemisfério inferior) dos pólos das diaclasese os respectivos diagramas de densidades.As diaclases sub-horizontais não foramcontabilizadas porque, devido à sua fraca

Fig. 4. Diaclases de pendor variável associadas a zonas de falha.


ou nula inclinação, são medidas com umafrequência muito inferior às diaclases sub-verticais, perturbando a leitura dos diagra-mas com um «ruído de fundo» prejudicialà percepção do fenómeno essencial(CASTAING e RABU, 1982).

A análise dos digramas da figura 6 per-

mite verificar que as diaclases medidas seaproximam bastante da vertical. Outroaspecto evidente é o facto das diaclases sepoderem agrupar em três famílias, cujasdirecções são sensivelmente paralelas àstrês famílias de falhas que afectam omaciço. Esta similaridade reforça o argu-

Fig. 5. Diagramas de roseta das diaclases observadas em algumas pedreiras.


mento de serem as famílias NNE-SSW,NW-SE e ENE-WSW, as que possuemmaior desenvolvimento a nível regional.

Espaçamento das diaclases

O espaçamento entre diaclases foimedido perpendicularmente aos planosdas diaclases e calculou-se o espaçamen-to médio em cada pedreira, utilizandopara tal a fórmula E=Σei=1,n/n, onde erepresenta um espaçamento e n o núme-ro de espaçamentos medidos. O valorobtido para o espaçamento médio nãoparece ser afectado pelo número demedições (Fig. 7).

Este espaçamento médio é na realidadeum espaçamento máximo porque os dadosforam obtidos nas pedreiras onde, teorica-mente, a fracturação é menor e o espaça-mento entre diaclases atinge valores maiselevados.

A fracturação é mais intensa segundo adirecção N10°-30°E e as pedreiras ten-

derão a estar localizadas mais afastadasdeste corredor de fracturação, esta a possí-vel razão para que não tenham sido obser-vadas muitas diaclases paralelas comdirecção N10°-30°E (Fig. 8).

Sousa e Pires (1994) referem que amedição sistemática do espaçamento das dia-clases permitirá guiar a exploração de modo aque fique o mais afastada possível dos corre-dores de fracturação.

Apesar das distribuições não seguirem alei normal de distribuição ou lei de Poisson,e portanto o valor médio ser de pouca vali-dade estatística, calculou-se o espaçamentomédio para cada um das famílias de diacla-ses. Os resultados obtidos foram os seguin-tes: N10°-30°E ⇒ 1.34m; N40°-50°W ⇒1.43m; N60°-80°W ⇒ 1.76m. O espaça-mento médio da totalidade das diaclases éigual a 1.59m. O valor da mediana, que éuma medida de tendência central maisrobusta, é idêntico nas três famílias: 1.1m.

Fig. 6. Projecção estereográfica dos pólos das diaclases observadas nas pedreiras (à esquerda) ediagrama de densidades (à direita) (rede de Schimdt; hemisfério inferior).


Cálculo do grau de fracturação

Com os dados dos espaçamentosmédios (ou medianos) podemos obter umaprimeira aproximação da compartimen-tação natural do maciço através do Índice

de Compartimentação (Ic). O Ic resulta dasoma das intensidades (i) das várias famí-lias de diaclases presentes, sendo a intensi-dade definida como o inverso do espaça-mento (e) das fracturas (SILVA, 1990,COSTA, 1992), i=1/e:

Fig. 8. Relação entre o espaçamento médio e as várias famílias de diaclases.

Fig.7. Variação do espaçamento médio em função do número de medições efectuadas.


No Granito de Pedras Salgadas,obtém-se o valor de 2.07/m3 para o Ic casose utilizem os valores dos espaçamentosmédios e o valor de 2.72/m3 caso se efec-tue o cálculo com base nos espaçamentosmedianos, o que representa um aumentode 37% no índice de fracturação. Estesvalores são calculados desprezando ainfluência da fracturação sub-horizontal.

O cálculo expedito do grau de fractu-ração também poderá ser efectuado combase nas frequências de espaçamentossuperiores à dimensão do bloco mínimo(TOYOS et al, 1994) através da fórmula

com F1, F2,…, Fn representando as fre-quências do espaçamento de cada famíliasuperiores à dimensão mínima.

A aplicação deste método à totalidadedo maciço permite obter os valores de19% para um bloco de 1x1m, 4.7% paraum bloco de 1.5x1.5m e 0.17% para umbloco de 2x2m. Como as famílias não sãoortogonais, os blocos resultantes não sãocúbicos nem paralelepipédicos, e portantoo volume relativo de blocos comerciaisserá ainda menor.

Os valores obtidos são muito baixos,mas deve-se ter em consideração que emmuitas pedreiras a produção de blocoscomerciais não é a principal actividade.Nestas pedreiras o rendimento poderáeventualmente ser ainda menor, enquantoque nas outras, onde a produção de blocosé mais importante, o valor de Vr será cer-tamente mais elevado.

CONCLUSÕES

Os trabalhos de cartografia geológico-estrutural desenvolvidos na região dePedras Salgadas (Norte de Portugal) per-mitiram evidenciar a presença de trêsfamílias de falhas.

O diaclasamento observado nas pedrei-ras está, na maior parte das situações, rela-cionado com o padrão da fracturaçãoregional no local da sua. As diaclasesobservadas, na totalidade das pedreiras,agrupam-se em três famílias similares àsidentificadas na fracturação regional.

Os espaçamentos obtidos para as trêsfamílias de diaclases mostram distri-buições que não seguem a lei normal e ocálculo do seus espaçamentos médios for-neceu valores entre 1.34m e 1.76m.

Como as distribuições não seguem a leinormal, o cálculo do grau de fracturaçãodo maciço com base nos espaçamentosmédios conduz a valores que não corres-pondem à realidade. Uma primeira tenta-tiva de reduzir esta subavaliação do graude fracturação dos maciços consiste na uti-lização dos espaçamentos medianos dasvárias famílias de diaclases.

O cálculo do grau de fracturação combase nas frequências dos espaçamentosparece fornecer resultados mais realistas.

A comparação dos vários índices defracturação em diversos locais contribuirápara identificar qual deles melhor caracte-riza o grau de fracturação do maciço.


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Reconstrucción morfosedimentaria y fito-geográfica del tramo medio del río Jarama

(Madrid, España) durante la segundamitad del Holoceno. Estudio preliminar.

Morphosedimentary and phytogeographyreconstruction of the middle section of the

river Jarama (Madrid, Spain) during the secondhalf of the Holocene.

ALONSO, A.; FRANCO F.; GARCIA ANTON M.; GARZON G.; GOMEZ MANZANE-QUE F.; MORLA C. y SANCHEZ HERNANDO L. J.

Two sites located on the alluvial plain of the Jarama River, near Madrid, Spain, have been stu-died using geological, palynological and xylological techniques. Uniquely for this region, nume-rous wood subfossils of Alnus and Ulmus have been found together with an strobile of Pinushalepensis. This has allowed the stablishment of a coherent radiocarbon chronology, whichdemonstrates that these sedimentary environments began to develop during the mid-Holocene. The dated sediments, which also contains appreciable amounts of pollen, have beendeposited upon older palaeosols which has in turn developed directly on the geological subs-trate. Palynological analyses of these levels have provided valuable insights into the floristiccomposition of the communities associated with the different biotopes present in the area. Asa result of these multiproxy analyses an interpretation of Holocene landscape history and vege-tation dynamics is presented.

Key words: Phytogeography, sedimentology, fluvial reconstruction. Holocene.

ALONSO, A. Lab. de Xeoloxía. Fac. de Ciencias. Universidade de A Coruña. 15071 A CoruñaFRANCO F. y GARCIA ANTON M. Unidad de Botánica. Dpto. de Biología. Universidad Autónoma.28049 Madrid.GARZON G. Fac. de Ciencias Geológicas. Universidad Complutense. 28040 Madrid.GOMEZ MANZANEQUE F.; MORLA C. y SANCHEZ HERNANDO L. J. Unidad de Botánica.Dpto.de Silvopascicultura. E.T.S.I. de Montes. Universidad Politécnica. 28040 Madrid.


INTRODUCCION

La vegetación ligada a los cauces de losríos del centro de la Península Ibérica enel Holoceno es prácticamente desconoci-da. Debido a las características frecuente-mente torrenciales y erosivas de los ríos, lapreservación de macrorrestos de las espe-cies ribereñas es difícil, y los registrospolínicos en ese tipo de biotopos muyescasos. Por otro lado, se da una marcadapolaridad geográfica, ya que los estudiospalinológicos realizados por el momentose restringen o bien a turberas situadas enla mayoría de los casos en áreas de mon-taña y/o ligadas a redes de drenaje confi-nadas, o bien a zonas lagunares en condi-ciones áridas y evaporíticas, por lo queson prácticamente inexistentes los datossobre las riberas de las redes fluviales acti-vas en la zona intermedia entre la monta-ña y el centro de la cuenca. En conjuntopuede decirse que, para el Cuaternariofinal, la reconstrucción paisajística de lameseta meridional ibérica es muy limitadae incompleta. Por ello ha resultado deespecial interés el hallazgo de numerososrestos vegetales en la base de la secuenciasedimentaria holocena que forman la vegadel río Jarama, en Madrid (Fig.1). El estu-dio de estos materiales, así como lareconstrucción de su contexto ambientaly paleogeográfico, constituye el objetivocentral del presente trabajo. Así, se carac-terizan los restos vegetales encontrados yse analiza el contenido polínico de losniveles muestreados de la secuencia sedi-mentaria holocena y, en función de losmismos, se aborda la interpretación delentorno paisajístico (vegetal) en el área así

como su evolución a lo largo del periodoestablecido por la cronología.

Los objetivos parciales se pueden con-cretar en la determinación de las maderassubfósiles y estróbilo colectado, junto a laobtención de espectros polínicos de losniveles muestreados y delimitación taxo-nómica de pólenes. La aproximación a lascaracterísticas estructurales y florísticas dela vegetación ribereña y diferencias apre-ciadas en la misma a lo largo del periodoconsiderado, permitirán la descripción delos tipos de paisaje vegetal propios delentorno de los yacimientos y de su varia-bilidad en el último tercio del Holoceno.Asimismo, se delimitan las relaciones conlos resultados obtenidos en los escasostrabajos existentes relativos al paisajeholoceno en la submeseta sur ibérica y,finalmente, se establece la posible impor-tancia de la influencia del hombre en laconfiguración del paisaje para las diferen-tes cronologías, así como la detección deindicios de las características de la activi-dad agrícola en la zona.

Las terrazas del río Jarama han sidoobjeto de múltiples estudios geomorfoló-gicos. Sin embargo, como sucede en lamayoría de los ríos españoles, el estudiodel cauce actual y de las secuencias desedimentación holocenas no han sidoprácticamente abordadas hasta muyrecientemente. Concretamente en el ríoJarama, diversos trabajos caracterizan sudinámica meandriforme y la secuencia desedimentación holocena, así como suvariabilidad reciente (ARCHE,1983;ALONSO Y GARZON, 1994; GAR-ZON Y ALONSO, 1995).

Respecto a los trabajos relativos a lascaracterísticas del paisaje vegetal en la

72 Alonso, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 23 (1998)

CAD. LAB. XEOL. LAXE 23 (1998) Reconstrucción morfosedimentaria y fitogeográfica 73

Fig. 1. Situación del área y localización de los yacimientos estudiados.


cuenca del Jarama se puede decir que soninexistentes, pero no sólo dicha cuencaestá sin estudiar en la actualidad, sino quepara todo el conjunto de la submeseta suribérica la información es escasísima.Unicamente se pueden señalar como refe-rencias concretas para ese área los realiza-dos por MENENDEZ AMOR yFLORSCHUTZ (1970) en Daimiel(Ciudad Real) y GARCIA ANTON et al.(1986) en Campo de Calatrava, tambiénen la misma provincia, ambos correspon-dientes a la segunda mitad del Holoceno.Hay que señalar también los de LOPEZGARCIA (1983, 1985), en la provincia deMadrid, en yacimientos arqueológicosdatados en el subperiodo Boreal. Merecela pena, finalmente, mencionar los traba-jos realizados para el borde norte de lacuenca del Tajo en las zonas próximas alos yacimientos que nos ocupan. Susresultados se reúnen en el trabajo globalrealizado para el Holoceno de todo elSistema Central por FRANCO MUGICA(1995).

METODOLOGIA

Desde el punto de vista morfosedi-mentario, se ha realizado el estudio delcontexto geológico para la identificaciónestratigráfica de las unidades sedimenta-rias, su correlación y su extrapolación. Elanálisis de las diferentes fotografías aéreasen la zona ha permitido el establecimien-to de la dinámica sedimentaria del río y sucomparación con la situación actual. Estoha permitido identificar las áreas mas idó-neas para la localización de posibles yaci-mientos. Se ha interpretado la secuenciasedimentaria y su entorno deposicional,

con una detallada toma de muestras paralevigados y obtención de pólenes y paradataciones de radiocarbono. Se obtuvie-ron cinco dataciones de C14 de las doscolumnas estudiadas y otras varias en dis-tintos lugares de la secuencia holocena.Todas ellas han sido efectuadas por Beta-Laboratory de Miami (EE.UU.).

En relación con los materiales conte-nidos en el yacimiento hay que destacar,por su especial interés, el hallazgo denumerosos macrorrestos vegetales (made-ras subfósiles, estróbilos) en la base de lasecuencia sedimentaria holocena queforma la vega del río Jarama. Su dataciónha permitido establecer con certeza lascronologías correspondientes a los nivelesmás antiguos de ambos yacimientos, y suanálisis ha contribuido de manera aprecia-ble a precisar la definición taxonómica delos vegetales detectados en el área.

En estos depósitos, que se encuentransuperpuestos a un paleosuelo desarrolla-do sobre el sustrato, se han encontradoademás varios niveles con un apreciablecontenido polínico. Los registros obteni-dos de los mismos, aunque no constituyenuna secuencia continua, proporcionanuna valiosa información sobre la compo-sición florística de las comunidades aso-ciadas a los diferentes biotopos presentesen el área. Para la extracción de polen yesporas de estas muestras se ha seguido elmétodo químico tradicional (FAEGRI &IVERSEN, 1989). Para la representaciónde los histogramas polínicos se ha utiliza-do el programa TILIA (GRIMM, 1992).Se han calculado los porcentajes de losdistintos táxones de árboles, arbustos yherbáceas a partir de la suma polínica debase (polen sum) en la que se excluyen


táxones higrófitos, esporas e indetermina-dos. Los porcentajes de estos últimos sehan calculado a partir de las sumas parcia-les de cada uno en las que se incluyen lasuma polínica de base.

Para el estudio de las maderas subfó-siles se ha procedido, tras la toma demuestras y selección de los fragmentosmejor conservados, a la preparación decubos de 1 cm de lado para la obtenciónen microtomo de las secciones transver-sal, tangencial y radial en lámina delgada(10/20 micras). Los citados cubos sesometen previamente a un proceso dehidratación con objeto de facilitar elcorte y posterior pigmentado. Las prepa-raciones obtenidas se han teñido consafranina; tras un posterior lavado conagua destilada se procede a deshidratarlas muestras con alcohol (90º, 96º yabsoluto) y se añade xilol para fijar latinción. Finalmente se procede al mon-taje y sellado de la preparación definiti-va. Los estróbilos colectados se conser-van en medio húmedo al que se añadeuna solución ácida de acción fungicida.

SISTEMA MORFO-SEDIMENTA-RIO

Características generales.

El río Jarama forma parte de los sis-temas de cauces más o menos paralelosque descienden de las cumbres de laCordillera Central española para verteren el río Tajo, eje axial de la depresión desu mismo nombre (Fig 1.). En su reco-rrido el río participa de ambientes muydiferentes, desde las sierras desarrolladassobre granitos y rocas metamórficas a los

depósitos sedimentarios que rellenan lacuenca sedimentaria terciaria, formadosa expensas de los materiales de denuda-ción de la cordillera.

Su historia evolutiva (ALONSO yGARZON, 1994) muestra la sucesión devarias etapas de encajamiento del ríoseguidas de otras de agradación sedimen-taria, que dieron lugar, desde el final delPlioceno hasta el Pleistoceno medio a 15terrazas sedimentarias. Desde esemomento, hasta el Holoceno medio, el ríose encajó en el substrato mioceno.Finalmente, tras una etapa estable condesarrollo de bosque ripario de importan-cia, otra etapa de agradación, de aluviona-miento, dio lugar a una secuencia sedi-mentaria de edad Holoceno superior, quees la que se estudia en el presente trabajo.

Una característica singular diferenciaal Jarama entre este sistema de ríos. Encondiciones de pendiente similares, losdemás cauces presentan morfologías pre-dominantemente braided, con carga defondo arenosa, mientras que el Jaramatiene carga de gravas y morfología mean-driforme. Este hecho se debe a que fren-te a las cabeceras graníticas de los otrosríos, éste presenta un predominio de rocasmetamórficas en su área madre lo querepercute en el aporte de gravas cuarcíti-cas en los sedimentos. Además, el estudiosedimentológico de las terrazas pleistoce-nas ha permitido comprobar que el ríotuvo siempre esta morfología meandrifor-me y que las gravas fueron reheredadas enel progresivo encajamiento del canal.

Es posiblemente este hecho (desarro-llo de llanuras de inundación bien defini-das en el sistema), junto con el rápido alu-vionamiento ocurrido desde mediados del


Holoceno, lo que ha permitido la buenaconservación de un nivel de alteración ypaleosuelo que aparece a la base de lasecuencia de agradación holocena, coinci-dente con la terraza más baja, y en el cualaparecen numerosos restos vegetales, fun-damentalmente troncos, ramas y raíces.Por el momento no se han encontradorestos de este tipo en otros cauces de lacuenca del Tajo, posiblemente debido aque, por tratarse de ríos arenosos braided,con cauces muy móviles e inestables, lascondiciones de preservación no son tanfavorables.

El sector estudiado del río Jarama, sutramo medio, discurre sobre los sedimen-tos neógenos de la depresión del Tajo, quevan pasando por cambios laterales defacies desde las arcosas proximales a arci-llas y margas, para acabar en yesos hacia elcentro de la cuenca (Fig.1). De los dosafloramientos estudiados, el primero, el deValdetorres, se sitúa sobre las arcosas y elsegundo, el de Velilla, ya sobre materialesyesíferos, aunque muy cerca de su contac-to con la formación intermedia arcillosa.

Dinámica sedimentaria.

El Jarama actual es un río de sinuosidadmedia (1.4), pero teniendo en cuenta sucarga de gravas entra todavía dentro deltipo de canales meandriformes de carga defondo gruesa que pueden considerarseestables (MIALL, 1978). Como ha podidodeducirse del análisis histórico de mapas yfotos aéreas y del cauce actual (GARZONY ALONSO, 1995), la movilidad del canalha sido muy grande. La evolución delcauce se produce básicamente por migra-ción de meandros aguas abajo y su corte

posterior y este mismo mecanismo es elque ha podido deducirse del estudio sedi-mentológico de los depósitos que formanla llanura de inundación. En la figura 2(gravera de Valdetorres), realizada a partirde las fotos aéreas de 1946, se observa per-fectamente el adosamiento de los sucesivosmeandros aguas abajo. De hecho, entre1946 y 1956, que todavía puede conside-rarse una época en que la influencia huma-na en el río era relativamente baja, se haadosado al meandro una nueva barra conanchura del orden de 100 m. Al mismotiempo, los recientes y todavía bien defini-dos canales abandonados están siendorellenados por barras de derrame sobre lallanura.

En la misma figura, el corte A – A’muestra la secuencia sedimentaria holoce-na, así como la base con un nivel fuerte-mente edafizado y de alteración del sustra-to mioceno donde se han hallado numero-sos restos vegetales. En dicho dibujo se harepresentado la morfología de point bar,con superficies de acreción lateral, que esconspicua en el afloramiento y que sim-plemente refleja el adosamiento mencio-nado de las barras visible aún en las fotosantiguas.

Descripción de la secuencia holo-cena.

Los yacimientos estudiados (Figs 1 y3) se localizan en dos graveras: una enValdetorres del Jarama y otra en Velilla deSan Antonio, ambas en la provincia deMadrid. Se trata de una secuencia de agra-dación o sedimentación, de edad holoce-na, que se encuentra encajada a su vez enlas terrazas finales de edad Pleistoceno


superior en una margen y en las laderasescarpadas de arcosas o yesos, en la otra yconstituye la vega o llanura de inundacióndel río actual, el cual se está encajandohoy día en la misma. Dicha secuencia es larespuesta a una etapa de agradación flu-vial tras un largo periodo de encajamien-to. En los pocos lugares en los que puedeobservarse la base, se presenta un suelobien desarrollado, un horizonte formadopor arcillas verdosas, rico en materia orgá-nica y aparentemente con gran continui-dad lateral, lo que implicaría una etapa

relativamente larga de estabilidad entre elencajamiento del río y el comienzo de lanueva agradación. Es en este nivel, y en labase de la unidad de gravas que apareceinmediatamente por encima, donde sehan podido obtener las muestras corres-pondientes a la cronología más antigua delos yacimientos estudiados, con suficientecontenido polínico para obtener infor-mación paleofitogeográfica. Se trata deabundantes restos de madera subfósil enbuen estado de conservación, sobre todotroncos que pueden llegar a alcanzar en

Fig. 2. Análisis de la dinámica fluvial. El yacimiento de Valdetorres está situado en el frente deexplotación de una gravera que está desmantelando la secuencia holocena. En el dibujose sitúa aproximadamente el frente de explotación tal como está en la actualidad.


Fig. 3. Secciones estratigráficas levantadas en los yacimientos. A.- Yacimientode Valdetorres del Jarama. B.- Yacimiento de Velilla de San Antonio. Enlos gráficos se sitúan las muestras de polen (VT.1, VT.2 y V.1, V.2) asícomo las de las muestras datadas. Los análisis fueron realizados por BetaAnalytic, Inc. de Miami. 1.- Arenas. 2.- Conglomerados. 3.- Substratoalterado (paleosuelo). 4.- Caracteres edáficos en la llanura de inundación.5. Arcillas. a.- Troncos. b.- Conchas de bivalvos. c.- Restos vegetales inde-terminados. d.- Raíces. e.- Estratificación cruzada épsilon. f.-Estratificación cruzada de surco.


algunas muestras hasta unos 80 cm de diá-metro y más de 2 metros de longitud.

La potencia media de la secuenciadeposicional holocena, observable ennumerosos afloramientos debido a laabundancia de graveras, es de 4 a 5 m,aunque es irregular y, por ejemplo, en laszonas de yesos puede haber colapsos yantiguos canales de mucha mayor profun-didad. Constituye una secuencia típica depoint bar, de granulometría y energíadecreciente hacia techo, en este casorepresentada por conglomerados basalesque pasan a arenas y gravas y terminan enuna unidad homogénea de limos de llanu-ra de inundación (Fig.3). La base está for-mada por un cuerpo único tabular de con-glomerados que se han formado por laagradación de sucesivas barras de mean-dro. En ellas aparecen claramente superfi-cies de acreción lateral de gran escala enlas que están bien desarrollados los surcosy crestas del antiguo meandro, aunque suretrabajamiento posterior indica que toda-vía fueron funcionales durante las aveni-das. Asociados a la base de la unidad degravas es donde se han encontrado, enambos yacimientos, numerosos troncos yfragmentos de madera, así como un estró-bilo (afloramiento de Velilla de SanAntonio).

Sobre la unidad de gravas se presentanarenas y limos formados durante el relle-no de estos surcos en desbordamientosposteriores. La última etapa del depósitose manifiesta por la acreción vertical delos limos de inundación que van depósi-tandose luego sobre la llanura en los suce-sivos desbordamientos. En los materialesde relleno de algunos de los surcos se han

obtenido muestras de polen correspon-dientes a las cronologías recientes de lasecuencia estudiada.

Las dataciones obtenidas por C14(edades no calibradas) en los troncosencontrados en las gravas de la base de lasecuencia dan una edad de 6.870 ± 90años BP en la gravera de Velilla de SanAntonio y de 3.040 ±60 años BP en la deValdetorres. En la misma gravera deVelilla de San Antonio, un tronco recogi-do también en la base de la secuenciaarroja una edad de 4810 ± 70 años BP.Excepto en el caso imposible de descartaren que el primer dato corresponda a untronco heredado, las edades obtenidasparecen indicar un estado avanzado en lasucesión ecológica. En el yacimiento deValdetorres se han obtenido datacionesde restos vegetales encontrados a techode la secuencia, que han dado como resul-tado edades entre 390 ± 80 y 110 ± 80 BP,indicando que los surcos de esta zona hansido funcionales hasta época muy recien-te, tal y como se observa en la Fig. 2.Otras dataciones realizadas en distintoslugares de la secuencia holocena, dansiempre como resultado edades interme-dias entre las del techo y la base de los doscortes descritos. En la figura 3 se hanrepresentado las ubicaciones de dichasmuestras.

ANALISIS DE LOS RESTOS VEGE-TALES

Palinología

Se han analizado polínicamente dosmuestras de cada una de las dos localida-des estudiadas (Fig. 3). La información


paleopolínica presenta un carácter algodiferente en función de los sustratosdonde fueron obtenidas las muestras. Lascorrespondientes a los niveles profundosde ambos yacimientos (VT1,V1) fueronextraídas de suelos (sustratos edafizados)—superficies de tierra emergida— y porello la fuente de abastecimiento de polenfue fundamentalmente el aire. La infor-mación recogida compete pues principal-mente a la vegetación de carácter regional(formaciones vegetales mesófilas de lacomarca). Por el contrario las muestrasmás superficiales (VT2,V2) se obtuvieronde turbas o materiales higroturbosos en elseno de paleocauces correspondientes acorrientes meandriformes de funciona-miento temporal. Por ese motivo hay queconsiderar entre los vectores de alimenta-ción polínica, además del aire, el agua, quepuede aportar palinomorfos asociados enmayor medida a los ambientes de los bio-topos ribereños así como otros proceden-tes de la cabecera de la cuenca.

Las muestras más profundas de ambaslocalidades, a pesar de su distinta cronolo-gía (V-1, 6.870 ± 90 a. BP y VT-1, 3.040 ±60 a. BP) y su distanciamiento en estetramo del río muestran gran similitud ensu composición florística (Fig. 4). Enambas los porcentajes de polen arbóreoson elevados (90 y 80% respectivamente) yello debido fundamentalmente a la altarepresentación de polen de pinos. Sonacompañantes Quercus tipo caducifolio,Quercus tipo perennifolio, Alnus, Betula yen Velilla, además, Fraxinus, Ulmus, yFagus.

Las muestras correspondientes a losniveles mas superficiales indican un paisa-je abierto, entre 40% de polen arbóreo en

V-2 y 55% en VT-2. Los pinos siguenestando bien representados, con básica-mente los mismos acompañantes arbóre-os. Destaca, sin embargo, la presencia deOlea en ambas localidades. El estratoarbustivo está representado por Cistus,Calluna y Erica, siendo en conjunto másimportante en Velilla, donde Cistus alcan-za un 20%. El polen de Cerealia y otrostáxones relacionados con cultivos sehacen más patentes en estas muestrassuperiores.

Maderas fósiles

Las maderas extraídas de ambos yaci-mientos muestran un buen estado de con-servación, no presentando rastros de car-bonización ni mineralización. Se ha traba-jado sobre varias muestras representativasdel conjunto del material obtenido en losdos yacimientos. El estudio de las distin-tas secciones de la madera ha conducido ala diferenciación de dos táxones del grupode las frondosas, tras la siguiente diagno-sis:

Muestra A.

Sección transversal (Fig. 5A): maderacon vasos distribuidos de forma difusa,apareciendo éstos aislados o en grupos debajo número en disposición radial.

Sección tangencial (Fig. 5B): radiosleñosos homogéneos 1 (2) seriados, conhasta 25 células de altura.

Sección radial: destacan perforacionesescalariformes y punteaduras areoladascirculares. No aparecen engrosamientoshelicoidales

La estructura descrita corresponde a


Fig. 4. Diagramas polínicos. 4 a .- Yacimiento de Valdetorres. 4 b.- Yacimiento de Velillade S. Antonio.

un aliso (Alnus). Es preciso reseñar, noobstante, que la discriminación entre lasdiferentes especies del género Alnus queactualmente viven en Europa es casi prác-ticamente imposible, con excepción,quizá, de A. viridis (Chaix) DC. (SCH-WEINGRUBER, 1990). La única especiede aliso a la que actualmente se reconoceel carácter autóctono en España es Alnusglutinosa (L.) Gaertner (ROCHA AFON-SO, 1990).

Muestra B.

Sección transversal (Fig. 6A): madera

vascular en anillo poroso con presenciaapreciable de radios, fibras parenquimato-sas y fibrotraqueidas. En la madera tem-prana se aprecian grupos de 1-3 bandasconcéntricas de vasos de gran diámetro engrupos de hasta 3. En la madera tardía losvasos se agrupan en bandas tangencialesde 2-4 filas de espesor y presentan un diá-metro sensiblemente menor.

Sección tangencial (Fig. 6B): radiosleñosos homogéneos de 4-5 (6) filas deanchura y de 30-50 de altura.

Sección radial: se pueden apreciarradios generalmente homogéneos, perfo-


Fig. 6. Visión microscópica de las secciones transversal (A) y tangencial (B) de la muestra B,correspondiente a una especie del género Ulmus.

Fig. 5. Visión microscópica de las secciones transversal (A) y tangencial (B) de la muestra A,correspondiente a una especie del género Alnus.


raciones simples y engrosamientos espira-lados.

La estructura descrita corresponde aun olmo (Ulmus).

Las muestras de Ulmus subfósileshan sido comparadas con muestras dereferencia procedentes de materialesactuales de los dos olmos que viven deforma silvestre en la Península Ibérica,U. minor Mill. y U. glabra Huds., si biensobre el primero de ellos se han venidomanifestando posiciones contradicto-rias en relación con el carácter, espontá-neo o no, de su origen (RICHENS &JEFFERS, 1986; GIL SANCHEZ yGARCIA-NIETO, 1990; NAVARRO yCASTROVIEJO, 1993). Tras las obser-vaciones realizadas por ahora no ha sidoposible aproximar con certeza nuestrosmateriales a ninguna de las muestras dereferencia de las especies arriba señala-das. Resultaría conveniente, a nuestrojuicio, realizar un estudio sistemático demayor profundidad sobre varias mues-tras procedentes de poblaciones vivasde ambas especies de olmos en diferen-tes estaciones de la Península, debido ala dificultad que entraña la diferencia-ción de la madera de las especies deUlmus, de la que se hacen eco diversosautores (SCHWEINGRUBER, 1990;GARCIA ESTEBAN y GUINDEO,1990).

Aun así pueden interpretarse comocaracteres de cierta especificidad el hechode que en Ulmus glabra, los radios leño-sos pueden ser indiferentemente 1 o plu-riseriados, en tanto que Ulmus minorpresenta una sección tangencial en la que

dominan los radios multiseriados, siendolos 1-2 seriados más escasos.

Macrorrestos

El estróbilo hallado en los niveles pro-fundos de Velilla de San Antonio (V1)corresponde a Pinus halepensis. Su locali-zación en la zona de sustrato edafizadohace que deba ser relacionado con lavegetación mesófila de la parte meridionaldel territorio abarcado en el estudio y enla cronología más antigua del mismo(6.000 a. BP aprox.).

DISCUSION Y CONCLUSIONES

La información que aportan los restospaleobotánicos hallados (polen, maderassubfósiles, otros macrorrestos) se puederelacionar con biotopos de diferentecarácter dentro de la región que se estu-dia.

Las maderas, en su mayoría, procedende árboles que formaron parte de la vege-tación de ribera. Los alisos son, actual-mente, representantes típicos de agrupa-ciones riparias en la Península Ibérica dela misma forma que las distintas especiesde olmos se asocian a ambientes húme-dos, ya sean de carácter ribereño o demedia montaña (en la Iberia mediterrá-nea).

Evolución del paisaje

La reconstrucción del paisaje vegetal,de acuerdo con los resultados obtenidos,puede plantearse como sigue. Al finalizarel Pleistoceno superior, el río sufre una


Fig

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importante etapa de encajamiento en losmateriales que forman el sustrato, almismo tiempo que se amplía su valle (Fig7a). Ligado a esta etapa, o inmediatamen-te después, ocurre un extenso desarrollode suelos acompañado de abundantevegetación de ribera, como parece dedu-cirse de la gran cantidad de troncos que seencuentran asociados al comienzo de lasiguiente gran etapa de depósito.

En esta etapa del final de la primeramitad del Holoceno, los resultados obte-nidos de los restos de vegetación y polenpermiten deducir que la participación defresnos, alisos, sauces y olmos en los bos-ques de las galerías ribereñas debió serfrecuente. Tal y como acontece hoy día enmedios semejantes, los alisos se situaríanmás próximos al eje de humedad delcauce mientras los olmos tenderían a ocu-par las posiciones más externas en lavegetación riparia. La representación polí-nica de estos táxones es escasa pero elloes debido a que se trata de especies consi-deradas como poco polinizadoras. Sumera presencia en los espectros polínicospone de manifiesto la existencia de la for-mación forestal ribereña; con todo, Alnusmuestra mayor capacidad polinizadoraque Ulmus.

Lo anteriormente expuesto muestracoherencia con el tipo de vegetación noribereña que parece poner de manifiestoel resto de indicadores paleofitogeográfi-cos considerados. El aspecto más destaca-ble de la misma es que en la vegetacióndel área correspondiente a la base deambos yacimientos tuvieron muchaimportancia los bosques o paisajes fores-tados. En segundo lugar se observa quelos pinares jugaron dentro de los mismos,

para las citadas cronologías, un destacadopapel (bien sea formando rodales o masaspuras o en combinación mixta con espe-cies de frondosas —Quercus—).Respecto a las especies del género Pinusimplicadas en estas formaciones hay queseñalar, al menos para el sector meridionaldel territorio, Pinus halepensis. Ademásdel hallazgo ya reseñado de una piñacorrespondiente a esta especie, es precisoresaltar que el sustrato margoso y el carác-ter más térmico de este territorio, consti-tuyen factores ambientales que convienena los requerimientos ambientales de estetaxon. De hecho viven en la actualidadmuy cerca de este área rodales de pinocarrasco a los que se reconoce un origennatural (RUIZ DE LA TORRE et al.1982) y que aparecen con un cortejo flo-rístico termófilo con especies como Stipatenacissima L. o Cistus clusii Dunal, queson comunes también como acompañan-tes de los genuinos bosques levantinos deesta especie en la Península Ibérica. Porcontra, en la zona norte es factible queuna parte o la totalidad de los pólenes dePinus procedan de áreas más septentrio-nales (más frescas y con sustratos ácidoscomo son las arcosas) con la participaciónposible de P. pinea, P. pinaster o incluso P.sylvestris. La participación de las frondo-sas en los bosques de la comarca estuvoen ese periodo representada por especiesperennifolias y caducifolias del géneroQuercus. Éstas formarían rodales entrelos pinares, siempre en los emplazamien-tos correspondientes a los suelos másdesarrollados, o bien se combinarían conlos pinos en agrupaciones mixtas.

La segunda etapa, la de agradación flu-vial, se produce de forma muy activa, y


comenzaría al menos hace 6.800 añosaunque de manera diacrónica a lo largodel río. Teniendo en cuenta las caracterís-ticas de este sistema meandriforme, esteepisodio se iniciaría con la consolidaciónde las barras de meandro que se irían ado-sando paulatinamente a este durante sumigración (Fig 7 b). Al ir evolucionandoel río se ocasionarían cortes en estosmeandros formándose brazos abandona-dos que serían reutilizados en momentosde avenida, momento en el que se produ-ciría su relleno de materiales más finos,como arenas. En las épocas interavenidas,podrían quedar temporalmente inunda-dos produciéndose en ellos charcas condecantación de limos y arcillas. Sin embar-go dado el fuerte dinamismo del medio, laconservación de restos de materia orgáni-ca en estos ambientes sedimentarios esmuy escasa, habiéndose encontrado sola-mente algunos pequeños niveles con con-tenido polínico (los troncos únicamentese hallaron en la base de la secuencia).

En las muestras estudiadas del techode la secuencia, que corresponden a laparte alta de los perfiles (VT2 y V2), des-taca una reducción notable de los espaciosforestados. Como ya se ha comentado, enestas muestras la influencia del ambienteribereño fue mayor, hecho que se pone demanifiesto en el registro de V2 dondeaparecen pólenes de Alisma, Typha,Potamogeton, Ciperáceas, etc, táxonestodos ellos ligados en distinta medida almedio acuático y, en particular, a zonascon aguas remansadas o de circulaciónlenta, coherente con el carácter delambiente en que se produjeron los depó-sitos (canales meandriformes abandona-dos o temporalmente activos).

Por otra parte, las actividades agríco-las, aunque ya son detectables en las cro-nologías antiguas por la presencia de cere-alia, adquieren una importancia mayor enlas recientes. Aparece Olea y porcentajesdestacables de Asteráceas ligulifloras,táxones asociados normalmente aambientes ruderalizados o arvenses. Lareducción de la superficie forestal vieneacompañada en ambos yacimientos porun incremento no sólo de herbáceas sinotambién de matorrales, sobre todo deCistáceas y Ericáceas; la deforestación yaumento del matorral es más acusada enla muestra situada mas al Sur (V2), indi-cando una explotación más intensa delmedio, como corresponde también a suposición centrada en la cuenca, con unvalle mas abierto y con la confluencia deotros importantes. El elevado porcentajede Ericáceas observado en V2 debe res-ponder en parte a un origen alóctono(transporte a larga distancia por el agua) alser el sustrato en su entorno de caráctercarbonático o yesoso, difícilmente com-patible con táxones como Calluna.También es posible que la presencia deestas especies acidófilas se deba a que laribera, en esta fase, estuviera desarrolladasobre gravas, materiales alóctonos no car-bonáticos.

Finalmente, se pueden resumir lasconclusiones del presente trabajo en lossiguientes puntos:

1.- Como consecuencia del hallazgode numerosos restos de troncos fósilesy otros restos vegetales ha sido posiblerealizar, por primera vez, una aproxima-ción sobre la vegetación ribereña en la

zona septentrional de la submeseta surespañola durante el Holoceno.

2.- En un primer momento debiódominar el encajamiento del río sobre elsustrato terciario (arcósico o yesífero),dando lugar a un importante desarrollo desuelos y bosques de ribera.

3.- La composición de los bosquesribereños a partir del Holoceno medioestuvo dominada por especies de losgéneros Ulmus, Fraxinus, Alnus y Salix.

4.- El paisaje no ribereño estuvo cons-tituido, en esa primera fase, por formacio-nes forestales fundamentalmente.Especies del género Pinus tuvieron unaespecial relevancia en esos momentos ini-ciales de la segunda mitad del Holoceno.Gracias al hallazgo de estróbilos en elyacimiento meridional, se constata quePinus halepensis tuvo representación eneste área. Especies del género Quercuscompletarían la estructura del dosel arbó-reo.

5.- A partir de Holoceno mediocomienza una importante fase de agrada-ción fluvial en el valle, marcada pormigración de canales meandriformes conadosamiento lateral de barras de gravas.La vegetación forestal riparia probable-mente tuvo menos importancia, a juzgar

por la inexistencia de restos de maderashacia la parte alta de la secuencia.

6.- Al final de esta secuencia deposicio-nal (cronologías más recientes) tambiénlos paisajes forestados de los espacios noribereños pierden relevancia a favor deambientes dominados por vegetales her-báceos y matorrales, como muestra lainformación paleopolínica. Esta circuns-tancia debe relacionarse con el incrementode las actividades antrópicas que a su vezexplicaría el aumento de los materiales alu-viales.

7.- Los matorrales aludidos muestranpredominancia de Ericáceas y Cistáceas.La hegemonía de estos vegetales, acidófi-los en general, en el marco del dominiosedimentario carbonático se debe relacio-nar con el carácter alóctono de las gravasque constituyen la ribera.

8.- Las actividades agrícolas, la abun-dancia de los pólenes de cerealia, semanifiestan con mucha mayor importan-cia en los niveles correspondientes altecho de los yacimientos estudiados. Laaparición de Olea y el incremento deAsteráceas y ligulifloras, constatan estaapreciación.

Trabajo realizado gracias al ProyectoSubvencionado de la DGICYT PB-94-0276-CO2-OO.


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Locais de interesse para a ArqueologiaMineira do Alto Minho (N. de Portugal)

Estado actual - métodos de caracterizaçãoe estratégias de aproveitamento

Mining archaeology sites at the Alto Minhoregion (Northern Portugal) - a management

perspective

LAGES LIMA, M.F.; LEAL GOMES, C. A.

Archaeological mining sites in northern Portugal include a few roman gold mines in shearzones and the tin and tungsten mining of the first half of the XX century, widespread throughthe entire Alto Minho region, and related to residual-granite mineralization. Pre-roman vesti-ges of mineral resources disposal are restricted to Pleistocene industries, without knownmining evidences. Better preserved sites represent the tin and tungsten period from which,some testimony of local peculiar technologies, are remaining. From a land use point of view,the preservation of old excavations and ruined plants may be in equilibrium with new miningprojects for the mineral resources potential and new forms of tourism regional offer.

Key words: Archaeological mining site ( LIGI), patrimonial mining evidences, management,geological resources.

LAGES LIMA, M.F. ; LEAL GOMES, C. (Departamento de Ciências da Terra. Universidade do Minho.Campus de Gualtar. 4709 Braga codex. Portugal).


INTRODUÇÃO

Na região Norte de PortugalContinental encontram-se numerososvestígios de actividade mineira, ocorrenteem períodos bem diferenciáveis, desde aPré-História. Estes vestígios atestam porum lado as principais tendências de ocu-pação humana do território e por outrolado, registam passos significativos doprocesso de evolução industrial.

São frequentes os achados arqueológi-cos susceptíveis de serem classificadoscomo espólio da indústria mineira. Na suamaioria estes achados foram recolhidos econcentrados em museus autárquicos oucentrais ou estão na posse de particulares.

Os imóveis classificáveis no âmbito daarqueologia mineira, bem como em ter-mos mais gerais, todos os vestígios imó-veis da actividade mineira (tipologia deCUSTODIO, 1993), encontram-se emestado de preservação muito variável, masocorrem em grande número, manifestan-do-se por vezes de forma muito discreta,que pode ser facilmente mascarada poroutras utilizações do território actuais oupassadas.

Não foi feito ainda qualquer inventáriopormenorizado sobre os diferentes teste-munhos da actividade extractiva e portan-to não existe uma caracterização adequa-da do património arqueológico-mineiroda região. Não obstante, o imagináriopopular e o folclore integram, em pro-fusão, numerosas ideias emanadas daexploração dos recursos minerais e atoponímia dos locais sugere importanteinfluência da terminologia mineira.

É neste quadro de alguma penúriaquanto à disponibilidade de informação

sobre a arqueologia mineira, que se desen-cadeia o presente diagnóstico da situaçãosobre a região do Alto-Minho.

CONTEXTO HISTORICO

A actividade extractiva na região min-hota tem como espólio mais antigo o quese relaciona com as indústrias líticas pré-históricas, de cujo estudo se têm ocupadocom alguma incidência, arqueólogos e his-toriadores (MEIRELES, 1992), raramentesendo chamados a intervir investigadoresdo âmbito da geologia e/ou engenharia.

Os arqueólogos frequentemente divul-gam achados de instrumentos líticos (emcalcedónia, quartzito, quartzo leitoso ehialino e até volframite) e ornamentos tal-hados em gemas (particularmente, contasperfuradas em turqueza, variscite e lazuli-te-scorzalite). As matérias primas paraestes artefactos presumivelmente teriamsido obtidas em jazigos minerais daregião, mas é muito difícil identificar noterreno os locais de proveniência.

Portanto, nestes casos não se podefalar genuinamente numa arqueologiamineira, no sentido mais estrito que é dis-cutido em SLOTA (1990).

Em tempos históricos, do período deocupação romana da Península Ibérica,persistiram alguns vestígios, susceptíveisde serem classificados como patrimónioimóvel na acepção utilizada por NABAIS(1992) e CUSTODIO (1993). No entanto,a qualidade e quantidade destes vestígios écontroversa dada a possibilidade de teremexistido várias reabilitações posteriores dalavra mineira, as quais previsivelmenteseriam capazes de modificar os vestígiosromanos. Por outro lado a mineração

90 Lages Lima & Leal Gomes CAD. LAB. XEOL. LAXE 23 (1998)

CAD. LAB. XEOL. LAXE 23 (1998) Locais de interese para a Arqueología 91

romana pode ter já incidido sobre minasdos povos nativos da Península.

De acordo com CARVALHO eFERREIRA (1954) o indiscutível interes-se mineiro da região no «período romano»manifesta-se em muitos vestígios móveise é sugerido pelo próprio nome de cono-tação mineira que foi atribuido à serra queé ex-líbris do Alto Minho, a Serra de Arga.Segundo aqueles autores, a designaçãoArga seria proveniente da palavra, aurega -a mãe do ouro. De facto neste período, oouro e a prata foram os principais objec-tivos da exploração mineira.

Em período recente, desde o início doséculo XX até ao princípio dos anos 80,toda a região foi alvo de prospecção e eminúmeras pequenas unidades extractivas,autorizadas ou não pelo Estado, proce-deu-se à lavra de jazigos de estanho etungsténio e mais tardiamente, nióbio,tântalo, titânio e berílio (então referidocomo glucínio). No Alto-Minho, esta acti-vidade chegou a gerar uma movimentaçãode pessoas e bens e uma utilização precá-ria e temporária do território e dos recur-sos, muito semelhantes ao que sociologi-camente se pode referir como «febremineira».

Particularmente do ponto de vista tec-nológico, dado que as intervençõesextractivas tiveram planeamento e magni-tude muito variadas, também os seus ves-tígios são diversificados, encontrando-seem estados de preservação que se situamentre a conservação das evidências maissignificativas, até à obliteração quase totaldos testemunhos existentes. É no entantodeste período que datam os principais

objectos patrimoniais susceptíveis de clas-sificação, conservação e aproveitamento.

Em termos metodológicos e com oobjectivo de constituir protocolos decaracterização abrangentes e válidos paraa maior diversidade de situações, a inves-tigação deve iniciar-se por este período,no qual, para esta região, os objectos comimportância patrimonial são os maisvariados e preservados.

Trabalhos mineiros recentes, incidindosobre minerais industriais (argilas, quart-zo, feldspatos e andaluzite) deixaram tam-bém vestígios significativos mas tecnolo-gicamente menos elaborados e tambémcom menor dispersão e importância eco-nómica, no período a que dizem respeito.

LIMITES DA INTERVENÇÃO EMETODOS DECARACTERIZAÇÃO

No decurso de um trabalho de inven-tário, caracterização e tipologia de locaisde interesse geológico e mineiro na região

Fig. 1 Localização e limites geográficos apro-ximados da área em apreço


do Alto-Minho (fig. 1) (LIMA, 1996),ficou desde logo patente o interesse de sedesenvolver um estudo mais dirigido àcaracterização de sítios de interesse para aarqueologia mineira.

A caracterização limita-se ao períodode mais intensa exploração do estanho etungsténio e aos locais onde estão expres-sos objectos imóveis, susceptíveis deserem valorizados no âmbito do conceitode monumento tecnológico.

O ponto de vista é geológico e éexpresso como uma perspectiva deincidência qualitativa.

Assim diversifica-se o campo de abor-dagem pertinente para a temática da clas-sificação e qualificação dos objectosobservados.

A geologia fundamenta as obser-vações do objecto que atendem mais por-menorizadamente às propriedades natu-rais do material alvo da intervençãoextractiva.

Em outro nível de organização, a geo-logia assegura a interface entre a análiseindustrial (objecto de interesse da engen-haria) e o estudo da dispersão de índices,explicada pela arqueologia, quase exclusi-vamente com argumentos emanados deuma dinâmica puramente histórica, rara-mente integrando fundamentos extraídosda análise naturalista da dispersão dosgeorecursos.

O fulcro da investigação situa-se nasunidades do tipo, mina abandonada(BARBOSA et al., 1992), e os objectosconsiderados cabem na acepção de teste-munhos imóveis e seus equipamentosmóveis (CUSTODIO, 1993), quandoestes ainda se encontram nas proximida-

des dos testemunhos imóveis e nãopodem ser daí retirados com facilidade.

Metodologicamente, este estudo viriaa ser compartimentado em várias fases detrabalho, complementares entre si, masexigindo esquemas de pesquisa específi-cos para cada caso (quadro I).

O conceito de LIG e a terminologiaadoptada no quadro I são os que forampropostos por LIMA (1996) e LEALGOMES (1996), tendo em conta as desig-nações de VIDAL ROMANI et al. (1983).

RESULTADOS - especificidade daregião em estudo

O processo de caracterização do patri-mónio mineiro regional persiste. Procura-se organizar um ficheiro abrangente. Astarefas 3 descritas no quadro I dificilmen-te se poderão considerar concluidas já quesucessivas intervenções actuais sobre oterritório podem pôr em evidência teste-munhos adicionais (a incluir nos fichei-ros), ou modificar os que existem.Relativamente às tarefas 4 do mesmo qua-dro, pode dizer-se que os seus resultadossão mais definitivos uma vez que têm sub-jacente uma conotação tipológica queacompanha a atribuição do carácter chavea um LIG I.

O conjunto de locais chave estabeleci-dos para a região em apreço está patentena figura 2. Corresponde-lhe a caracteri-zação que consta do quadro II. Nestequadro a coluna relativa às possibilidadesde utilização, atende ao enquadramentomuseológico, patrimonial ou ao aproveita-mentamento didáctico a lúdico (eventual-mente pela indústria do turismo). Note-seque no processo de qualificação conside-


ram-se apenas possibilidades, uma vezque uma utilização efectiva de cada localdeve depender de um projecto específico,que respeite o ordenamento das utili-zações a atribuir a um dado conjunto deLIG(s) I, estabelecido em determinadomomento, para uma unidade territorialbem delimitada e uma vez esclarecido oponto de vista histórico/arqueológico.

Na figura 2 mostra-se a correlaçãoespacial dos LIG(s) I, com as áreas a queo ordenamento do território atribui umaapetência mineira. A sobreposição commetalotectos estruturais para depósitosque ainda hoje podem apresentar alguminteresse económico, sugere a necessidadede uma articulação das estratégias de con-servação com eventuais formas de dispo-nibilização actual dos recursos base, osquais, nos mesmos volumes geológicos,podem apresentar reservas conhecidasque motivem a indústria mineira actual.

Esta necessidade de equilíbrio (entreexploração e preservação) decorre daemergência dos conceitos, potencialidadegeológica e património geológico/minei-ro, os quais podem ser considerados anta-gónicos mas em termos de planeamento,deveriam ser complementares.

De todos os locais já identificados eclassificados, os que constam do quadroII podem ser considerados representati-vos da arqueologia mineira do AltoMinho, por apresentarem evidências bemexpressas, acessíveis e conservadas, dasformas mais generalizadas de intervenção,sobre os depósitos mais típicos destaregião mineira. Alguns vestígios revelamformas de intervenção muito peculiares,resultantes da escolha de soluções locaispara problemas naturais específicos. Unse outros proporcionam informação pre-ciosa para a interpretação das técnicas demineração.

QUADRO I. Cronologia de intervenção relativa aos esquemas de pesquisa típicos de um estudo de diag-nóstico para o estado dos locais con interese para a arqueologia mineira - caracaterização deLIG(s) I:.

Fig. 2. Disposição dos LIG (s) I (locais de interese geológico, arqueológico -mineiro) numaadaptação da Carta de Dispersão de Recursos de Minérios Metálicos (ocorrências primá-rias) (Leal Gomes, 1992, citado em PROTAM, 1995).


LEGENDA:1. Granitóides Hercínicos indiferenciados mais ou menos circunscritos.2. Terrenos metassedimentares Silúricos com índices estratiformes de W. Índices sobrepostos de Au venular

e intrusões de corpos aplito-pegmatíticos correspondientes à cintura pegmatítica Hercínica.3. Áreas de capos aplito-pegmatíticos filiados em granitos especializados. Os corpos constituintes

possuem mineralização essencialmente estanifera com Ta-Nb, subordinados.4. Sectores de capos aplito-pegmatíticos acima referidos, com mineralizações litiniferas.5. Índices e antias explorações, relativos a ocorr~encias de Au.6. Índices e antias explorações, relativos a ocorr~encias de tungstíferas. A notação W referencia

principais minas em situação de lavra suspensa.7. Principais minas de Sn em situação de lavra suspensa8. Principais minas de Nb-Ta em situação de lavra suspensa.9. Lineamentos estruturais auríferos.

10. Limites da área de dispensão dos indices relativos à mineralização veiculada por uma dada estru-tura geológica maior.

11. Linha de fronteira MINHO-GALIZA.12. Posicionamento dos LIG(3)I (Locais de Interesse Geológico para a arqueología mineira, segundo

Lima (1996)).


Nos locais até agora classificados alémdos testemunhos arqueológicos identifica-dos, dos quais na figura 3 se apresentauma caracterização, há também que con-siderar de forma integrada, como objectode interesse para a classificação de umLIG I, a geodiversidade exposta nas fren-tes correspondentes aos últimos desmon-tes (estrutura e paragénese dos depósitosafectados pela lavra mineira) e também a

diversidade mineralógica e paragenéticaproporcionada pelas escombreiras.

Na região em apreço a lavra mineiraque proporciona vestígios de interessepatrimonial, incidiu sobre os seguintestipos genéticos de depósitos:

—segregações metamórficas venularescom quartzo e andaluzite;

QUADRO II. Caracterição de locais chave e identificação de indicadores para classificação de vesti-gios patrimoniais - inventário qualitativo. NOTA: É tambén item de qualificação, a qua-lidade das evidências expressas, a qual nestes locais é bastante boa (evidências bemexpressas).


—depósitos de metassomatismo decontacto - «skarns» tungstíferos;

—aplito-pegmatitos graníticos, commineralização, Sn, Nb, Ta, Ti, Li;

—filões hidrotermais de quartzo,tungstíferos;

—zonas de cisalhamento com sulfure-tos hidrotermais auríferos;

—pegmatitos intra-graníticos cerâmicos;—eluviões e aluviões metalíferos.

Nos casos sujeitos a classificação veri-ficou-se a existência de frentes de des-monte importantes do ponto de vistapatrimonial, por mostrarem evidênciasclaras e didácticas da génese e estrutu-ração dos depósitos e também boasevidências da forma como essa estrutu-ração foi abordada pela lavra mineira.

Por outro lado algumas escombreirasmostram ainda fragmentos bem represen-tativos das paragéneses encontradas nosprocessos de desmonte e vestígios dos

tratamentos a que eram submetidos osminérios no decurso da beneficiação.

UTILIZAÇÃO DOS LOCAIS DEINTERESSE

A classificação do património identifi-cado, impõe que a juzante surjam proces-sos de investigação dirigida, acções de sal-vaguarda ou projectos de aproveitamentocom motivação económica. Uma vezdivulgada a classificação dos locais, se nãofor dada continuidade neste sentido, aosprocessos de evidência de LIG(s) I, podeocorrer uma depreciação mais aceleradados vestígios, quer através da visita nãocontrolada de curiosos quer mesmo atra-vés de destruição ou saque por parte deagentes alheios às regras tácitas de preser-vação do património, ou que simplesmen-te ignorem a legislação.

Qualquer processo de salvaguarda ini-

Fig. 3 Testemunhos chave, identificados e relacionados com a actividade extractiva do Sn e W,na região do Minho. Terminologia adaptada a partir de Nabais (1992) e Custódio (1993).


cia-se por uma hierarquização dos locais,efectuada a diferentes níveis de organi-zação e tendo em vista a preservação totalou parcial, neste caso perspectivando for-mas de exploração sustentável das com-ponentes de classificação, que não impon-ham uma conservação integral. Estaexploração pode ter cariz simplesmenteeducacional ou mesmo ser projectada deforma a proporcionar rendimento econó-mico.

Tomando em conta a avaliação e reco-mendações apresentadas especificamentepara outros casos da região Norte (LEALGOMES, 1996), e não contemplandopotenciais conflitos de interesse entre aexploração mineira actual e a preservaçãode testemunhos antigos, a cadeia dedecisões dicotómicas, mais adequada aum conveniente ordenamento do patri-mónio mineiro do Alto - Minho, é aseguinte:

1ª decisão - classificar locais e proce-der ao seu implante em zonografias deordenamento já existentes —ou— colo-car em situação de reserva uma área, refe-rida como AIG (área de interesse geológi-co de acordo com LEAL GOMES(1996)); um estatuto de AIG pode sersobreponível ao de Parque Temático(Parque Arqueológico Mineiro) ou podeevoluir após investigação (prospecção)para a classificação de vários locais aimplantar no ordenamento já existente;

2ª decisão - preservar integralmentetodo o conteúdo de cada local —ou—aproveitar para actividades educacionais aeconómicas uma parte do conteúdo decada local, reservando integralmente aporção restante, que será a mais importan-

te para a manutenção da diversidade (diver-sidade de soluções técnicas utilizadas namineração ou geodiversidade); a adopçãodesta última alternativa exige de imediatoum projecto claro de conservação/apro-veitamento sustentável, dedicado ao LIG Iem apreço.

As decisões seguintes dependem dadicotomia entre reserva integral ou apro-veitamento parcial ou total, sustentáveis.Num nível de organização diferente, colo-ca-se a animação cultural dos locais, quepode ser permanente ou temporária eque, quando feita por entidades idóneas,pode não implicar uma depreciação agudado património.

Como formas de aproveitamento aadoptar sugerem-se as seguintes:

A - Implementação de percursos devisita;

A1 - Visitas no âmbito dos sitemas deensino vigentes;

A2 - Visitas incluidas na oferta turísti-ca da região em apreço;

B - Colheita de espécimes mineralógi-cos de forma controlada e regulamentada,uma vez acautelado o impacte que essaactividade possa ter sobre a preservaçãodo património geológico dos locais sujei-tos a intervenção.

CONCLUSÕES

São muitos os índices mineiros doAlto-Minho que podem ser alvo de umprograma de classificação no sentido daconstituição de um registo (ficheiro) delocais atribuíveis ao património arqueoló-gico mineiro.

Na maioria dos casos trata-se de índi-


ces relacionados com depósitos associa-dos à diferenciação em sistemas graníticosresiduais.

Um programa de caracterização adap-tado ao contexto metalogenético acimaexposto e à tecnologia existente nos dife-rentes períodos de mineração discriminá-veis, revelou vários locais chave. Estes sãocapazes de representar as técnicas deexploração intervenientes ao longo daevolução tecnológica. Também reflectema geologia e mineralogia da região, mos-trando por vezes expressões estruturais eparagenéticas bem evidentes, da metalo-génese que foi alvo de interesse.

Os vestígios ainda preservados e sus-ceptíveis de classificação patrimonial, per-mitiram seleccionar esses locais comoLIG(s) I (locais de interesse geológico,arqueológico - mineiro) de acordo comLima (1996).

Trata-se essencialmente de antigasminas de tungsténio e estanho que apre-sentam testemunhos de explorações daprimeira metade do século XX e aindarestos de explorações possivelmenteromanas incidentes sobre zonas de cisal-hamento auríferas.

Outros trabalhos mais recentes, têmapesar disso algum interesse porque mos-tram técnicas de mineração de acentuadocunho local.

Num quadro de inserção no ordena-mento, foi equacionada a atribuição deformas de aproveitamento museológico -

lúdico ao património arqueológico minei-ro classificado, as quais podem terimportância económica, particularmenteno âmbito da diversificação da ofertaturística no espaço rural.

As formas mais defensáveis de apro-veitamento dos LIG(s) I, distribuem-sepor duas vertentes essencias:

—implementação ou inclusão em iti-nerários de visita;

—aproveitamento, sujeito a controlo eregulamentação, do espólio mineralógicoacumulado em escombreiras.

Por vezes os LIG(s) I situam-se sobredepósitos de recursos minerais que aindasuscitam interesse económico, no que res-peita à indústria extractiva. Nestassituações há que acautelar a vertente patri-monial perante qualquer projecto de lavraactual ou futuro.

Qualquer forma de aproveitamentosustentável deverá ter em conta o carác-ter não renovável dos recursos geológi-cos e considerar a fragilidade dos LIG(s)I perante a depreciação de origem antró-pica, com reflexos num empobrecimen-to irreversível da geodiversidade e dopatrimónio arqueológico da região.Assim um local identificado não deveráser incorporado numa forma de aprovei-tamento sem que se estude a sua capaci-dade de carga relativamente à inter-venção previsível.


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Influencia del contenido en materia orgá-nica sobre las propiedades físicas del suelo

Organic matter content influence on soil phy-sical properties

FERNANDEZ RUEDA, Mª. J. y PAZ GONZALEZ, A.

Soil physical characteristics of agricultural soils with a range of texture and organic matter con-tent, i. e., dry and wet pore space organisation, were investigated. In order to study the speci-fic effect of organic matter for each soil, frequently both grassland and cultivated adjacent landwere sampled. Because of the complexity of the soil particle structure, measurements were per-formed at the textural level on 2-3 mm aggregates. The compactness of grassland horizons wasfound to be lower than that of its cultivated counterparts. Mercury intrusion porosimetry sho-wed that lacunar pores prevailed, whose volume increased as organic carbon content increa-sed. The volume of clay-fabric pores was very small and did not appear to depend on the varia-tion in organic matter content. Water content near saturation increased with increasing orga-nic matter content and for potentials of about 1,500 kPa water retention curves tended to con-verge. Pore size distribution patterns as measured mercury intrusion porosimetry and derivedfrom water retention characteristics were compared. The low shrinkage potential of modera-tely coarse and medium textured soils was also verified. A lack of potential for regeneration ofgood soil structure by fragmentation was deduced from the shrinkage curves.

Key words: soil aggregates, organic matter, pore space, Hg porosimetry, water retention,shrinkage.

FERNANDEZ RUEDA, Mª. J. y PAZ GONZALEZ, A. (Facultad de Ciencias. Universidad de A Coruña.A Zapateira, 15.071. A Coruña).


INTRODUCCION

La organización de la fase sólida delsuelo viene condicionada en gran partepor su composición; de ésta tambiéndependen las características del espacioporoso, en el que se desarrollan procesoscomo el intercambio de iones y los fenó-menos de transferencia de agua y calor.Aunque en la fase sólida ocurren numero-sas reacciones fisico-químicas, su compo-sición se mantiene relativamente estable,si se considera a escala macroscópica ypara procesos a corto plazo.

En los horizontes superficiales de lossuelos agrícolas, la estructura natural estásometida a modificaciones súbitas induci-das por laboreo, lo que puede originar lareordenación, degradación y compacta-ción de los elementos estructurales. Ellaboreo, a medio plazo, modifica el estatusorgánico del suelo, de donde se infiere laimportancia del estudio de la evolución dela estabilidad de la estructura en funciónde la dedicación.

Desde el punto de vista morfológicose distinguen dos niveles de organizaciónde la estructura, según la escala de obser-vación adoptada: la microestructura, quese observa al microscopio, en lámina del-gada, y la macroestructura, que se observavisualmente en el campo. El sistema poro-so, cuya organización espacial resultacomplementaria de la de la fase sólida,también se ha subdividido más o menosarbitrariamente en clases.

De la distinción entre macro y micro-estructura provienen los conceptos deporosidad textural, definida por el volumenrelativo del espacio vacío entre los agrega-dos y porosidad estructural, definida por el

espacio vacío interagregados. Se admiteque la porosidad textural depende esen-cialmente de la composición del suelo y semantiene relativamente constante a lolargo del tiempo. A escala estructural laorganización de los suelos agrícolas varíaen función del laboreo, la actividad bioló-gica y el clima, por lo que el sistema poro-so se considera más coyuntural.

Aunque el concepto de estructura seutilice universalmente, no existe una únicadefinición de esta propiedad. STENGEL(1979, 1990) propuso relacionar dichoconcepto con las técnicas analíticas utili-zadas para su estudio, lo que da lugar auna definición operativa de la estructura.Los fundamentos en que se basan las téc-nicas de medida de la estructura se redu-cen a determinar uno de los dos compo-nentes siguientes: disposición espacial delas partículas sólidas (o el espacio porosocomplementario) que constituyen el sueloo naturaleza e intensidad de las unionesentre partículas. Otros autores han defini-do la estructura en base a criterios menosrestrictivos. DEXTER (1988) consideraque la estructura del suelo es el resultadode la heterogeneidad espacial y la variabi-lidad temporal de los componentes orgá-nicos y minerales del mismo. KAY (1990)postula que la estructura puede ser carac-terizada en términos de arquitectura u orga-nización espacial, estabilidad y resiliencia ocapacidad de regeneración.

El término arquitectura se usa para des-cribir la organización heterogénea de laspartículas sólidas y los espacios porosos, yse refiere no sólo a la porosidad total sinotambién a la distribución del tamaño deporo y a la continuidad del sistema poro-so.

102 Fernández Rueda & Paz González CAD. LAB. XEOL. LAXE 23 (1998)

CAD. LAB. XEOL. LAXE 23 (1998) Influencia del contenido 103

La estabilidad de la estructura puededefinirse como la capacidad del suelo paramantener la arquitectura de la fracciónsólida y el espacio poroso. La persistenciade la estructura a una escala de tiempocomo el período vegetativo de un cultivose concibe según una doble vertiente:resistencia de los agregados a la acción delagua y deformación por acción de losesfuerzos mecánicos.

La resiliencia es la capacidad del suelopara recobrar su organización primitivapor procesos naturales de agregación, unavez que se reducen o anulan las fuerzascausantes de la degradación.

Se considera poco probable que existauna sola propiedad física que permita efec-tuar una caracterización de la estructurabajo todos los suelos, condiciones climáti-cas y tipos de cultivo. Sin embargo, seadmite que en la mayor parte de los suelosde cultivo las propiedades más importantesque permiten describir y evaluar las carac-terísticas de la estructura son: el sistemaporoso, la resistencia mecánica y la estabi-lidad al agua (LETEY, 1985; KAY, 1990).

La dinámica de la estructura está con-siderada como un proceso muy complejo,debido al número, la diversidad y la inter-dependencia de los factores que la condi-cionan. Dado que esta dinámica no sepuede describir de un modo global, enmuchos estudios se suelen analizar losmecanismos de los que depende. Losprincipales factores naturales que inter-vienen en la estabilidad al agua y la resis-tencia mecánica de las unidades estructu-rales del suelo son: la alternancia de ciclosde humectación-desecación, hielo-deshie-lo y la acción de los organismos biológi-

cos. En síntesis, la organización del arma-zón tridimensional, o arquitectura delsuelo, en un momento dado es el resulta-do del efecto neto de los diversos proce-sos que modifican la estructura del mismoa diferentes escalas y con distintas intensi-dades.

Con independencia del parámetro utili-zado para caracterizar la estabilidad, las uni-dades estructurales de pequeñas dimensio-nes tienden a ser más resistentes y estables.Por contra, la estabilidad disminuye siaumenta el tamaño de estas unidades(CARTER, 1990; GUERIF, 1994).

En este trabajo se lleva a cabo unacaracterización de la porosidad textural desuelos agrícolas a partir de determinacio-nes físicas complementarias, que com-prenden el espacio poroso total, la distri-bución del tamaño de poro equivalente enseco y húmedo y las curvas de retracción.Los suelos estudiados presentan unamplio rango de contenidos en materiaorgánica, lo que permite analizar lainfluencia de este factor sobre diversosentornos de tamaño de poro.

MATERIAL Y METODOS

Los suelos estudiados se seleccionaronatendiendo a su susceptibilidad a la degra-dación física y a su dedicación agrícola. Lamayor parte de las muestras se puedenconsiderar representativas de dos de lasprincipales comarcas agrícolas de laComunidad Autónoma de Galicia, comoson Terra Cha (Lugo) y la zona delComplejo de Ordenes (La Coruña); ade-mas, se estudió un suelo desarrolladosobre calizas de la comarca deMondoñedo (Lugo) y otro sobre sedi-


mentos de la comarca de Celanova(Orense). Se analizaron 22 horizontes, deellos 19 superficiales y 3 subsuperficiales.

Se llevaron a cabo en la tierra fina,tamizada a 2mm, análisis químicos gene-rales, determinaciones granulométricos(siguiendo los métodos descritos en GUI-TIAN y CARBALLAS, 1976) y medidasde densidad real. Las determinacionesfísicas más importantes, como intrusiónde Hg, curvas características de humedady curvas de retracción se efectuaron enagregados de 2-3 mm.

Análisis de las propiedades físicas

La densidad real se determinó por pic-nometría; en cada muestra se efectuó lamedida por triplicado. La densidad apa-rente se determinó en alícuotas de aproxi-madamente 3g constituidas por agregadosde 2-3 mm. La muestra se satura con que-roseno, determinándose el volumen pordesplazamiento en el seno del mismolíquido, de acuerdo con el principio deArquímedes (MONNIER et al., 1973;FIÈS & STENGEL, 1981).

Para expresar el volumen de los porosa partir de la densidad aparente (da) y ladensidad real (dr) se utilizaron dos varia-bles, porosidad (n), y el índice de poros(e), calculadas mediante las expresionessiguientes:

(1)

(2)

Las curvas características de humedadse determinaron en fase de desecación.

Previamente, los agregados se saturaron avacío parcial (-70 kPa), utilizando un apa-rato de Richards modificado (De LEÓN1990). Después de saturación, las mues-tras de suelo se equilibran durante 48horas a los siguientes potenciales: -5, -10,-50, -100, -300, -1000 y -1500 kPa.

La determinación de la relación hume-dad ponderal-volumen específico se efec-tuó en fase de desecación. La preparaciónde la muestra se inicia saturando aproxi-madamente 100 g de agregados naturalesde 2-3 mm; estos agregados se disponenformando una monocapa que se somete avacío parcial (-70 kPa) y se lleva a condi-ciones próximas a saturación, por aplica-ción de una succión de -3 cm (-0,3 kPa)durante 48 horas. A continuación, se efec-túa una desecación en condiciones con-troladas bajo la acción de gel de sílice; aintervalos regulares (aproximadamentecada 1/2 hora) se toman alícuotas de 2 gcon contenidos hídricos decrecientes;estas alícuotas se embeben inmediatamen-te en queroseno. Por tanto, para evaluar ladensidad aparente, el volumen se midepor desplazamiento en queroseno - yadescrito - y la masa por desecación enestufa a 105º C. Los resultados se expre-saron representando el contenido hídricoen su expresión gravimétrica frente alvolumen específico (Mc GARRY &MALAFANT, 1987).

Las curvas de contracción se utiliza-ron para calcular un índice de estabilidadestructural del suelo, definido por STEN-GEL et al. (1984), denominado capacidadde contracción potencial (Sp). El valor deSp se deduce a partir del índice de poros


de los agregados saturados (-0,3 kPa), emax,y secos, es , según la expresión:

Sp = emax - es (3)

Se admite que el valor de Sp, medidoen laboratorio, es un valor potencial omáximo ya que los agregados se saturarondispuestos en monocapa. En condicionesnaturales, en general, el empaquetamientoes más denso que el que corresponde auna monocapa.

La distribución del tamaño de poro sedeterminó con la técnica de intrusión deHg. La medida se llevó a cabo en alícuo-tas de 1,7-2 g formados por agregados de2-3 mm. Se utilizó un porosímetro mode-lo Micromeritics 9310 con dos unidades,una para macroporos y otra para micro-poros, que permite operar desde 3 x 10-3hasta 200 mPa (FIÈS & BRUAND,1990).Asumiendo que los poros son cilíndricos,el diámetro equivalente medio, d, se cal-cula a partir de la presión, P, ejercida paraforzar la entrada de Hg, la tensión super-ficial, s, y el ángulo de contacto, Q, según:

(4)

Con este dispositivo se miden diáme-tros equivalentes entre 415 mm y 60 nm;para efectuar los cálculos se empleó unvalor medio de Q = 130º, y s = 0,484 N .m-1.

COMPOSICION DE LAS MUES-TRAS

En la tabla 1 se presenta informacióngeneral acerca de los 22 horizontes selec-cionados. El material original sobre el quese desarrollan los suelos estudiados son

sedimentos cuaternarios y terciarios,esquistos pelíticos, gabro y caliza. Engeneral, la toma de muestra se realizó enparcelas vecinas con distinta dedicación,cultivo y prado temporal o permanente,pretendiendo, con ello, obtener muestrasde textura similar y diferentes contenidosen materia orgánica (FERNANDEZRUEDA, 1997).

Los datos generales (pH en H2O yKCl, materia orgánica y textura) se con-signan en la tabla 2. La textura de 18 de lasmuestras estudiadas oscila de moderada-mente gruesa a media (franco-arenosa,franca, franco-limosa y franco-arcilloso-arenosa), según los criterios USDA(1975); este conjunto se caracteriza por uncontenido en limo más elevado que el dela media de los suelos de Galicia, mientrasque la cantidad de arcilla es poco impor-tante y similar a la de otros suelos de laComunidad Autónoma, de texturas másligeras. Las 4 muestras restantes presentantextura fina; se trata de horizontes arcillo-sos de Terra Cha (Lugo).

Los horizontes superficiales seleccio-nados presentan una amplia gama de con-tenidos en materia orgánica, que oscilanentre 2,03% y 13%. Si se tienen en cuentalos horizontes subsuperficiales la oscila-ción entre los máximos y los mínimos estodavía más amplia. Por ello, se prestaparticular atención al estudio de lainfluencia de la materia orgánica sobre laorganización del espacio poroso.

Al planificar el muestreo en parcelasadyacentes, se esperaba que los suelos deprado presentasen contenidos en materiaorgánica más elevados que los de cultivode la misma localidad. Este resultado seobtiene para localidades con pradera


semipermanente, como se aprecia al com-parar las muestras 9 y 10. Sin embargo, sipradera y cultivo alternan en la rotaciónno se puede generalizar lo anterior, demodo que el contenido en materia orgáni-ca de parcelas contiguas puede ser mayoren el suelo de prado que en el de cultivo(muestras 7/8 y 11/12), del mismo orden(muestras1/2 y 14/15) e incluso inferior(muestras 5/6 y 17/18).

Por otra parte en algunas localidades,aunque las muestras se tomaron en parce-las contiguas y de topografía similar (3/4

y 13/14) no se obtuvo una textura homo-génea, siendo las diferencias de arcillaentre parcelas vecinas importantes, delorden de un 4%; estas diferencias no cabeatribuirlas a imprecisiones del método demedida, sino que serían el resultado de lavariabilidad espacial de la textura entreparcelas.

RESULTADOS Y DISCUSION

Al calcular, en primer lugar, la porosi-dad total a partir de los datos de densidad

TABLA 1. Información general sobre los suelos estudiados.


real y densidad aparente, se pudo apreciarya la relación entre dedicación del suelo ycompacidad del mismo. En efecto, comose aprecia en la figura 1, en general, en lasparcelas de cultivo la porosidad total fuesiempre inferior a la de las parcelas adya-centes, dedicadas a prado. La excepción aesta regla la constituyen las muestras11/12, desarrolladas sobre sedimentosterciarios extraordinariamente arcillosos.

En la mayor parte de los pares demuestras vecinas, este resultado se puede

atribuir a la modificación del estatus orgá-nico que induce el laboreo del suelo, demodo que se aprecia un buen paralelismoentre la reducción del contenido en mate-ria orgánica de las parcelas dedicadas acultivo y la disminución de la porosidadtotal. Así, por ejemplo, en el par de mues-tras 9/10, las diferencias tanto de carbonototal como de porosidad entre dedicacio-nes son relativamente amplias; por el con-trario, en el par 7/8 estas dos variables

TABLA 2. Composición de los horizontes estudiados ((1) = pH en H20; (2) = pH en KCl; C =carbono; M. O. = materia orgánica; A G = arena gruesa; A F = arena fina; L G = limogrueso; L F = limo fino; T = Textura).


presentan pocas diferencias entre prado ycultivo.

Sin embargo, el contenido en materiaorgánica no es el único factor que deter-mina la porosidad, ya que en algunasmuestras, como en el par 1/2, la porosi-dad total es mayor en el suelo de prado apesar de que el contenido en carbono esdel mismo orden en éste que en el de cul-tivo; incluso cuando el contenido en car-bono total es mayor bajo cultivo, comoocurre en el par de muestras 6/7, la poro-sidad total también presenta valores máselevados en el suelo de prado. Esto poneen evidencia que, junto al contenido encarbono orgánico, existen otros factoresque inciden sobre la porosidad; entre elloscabe mencionar la deformación causadapor las labores agrícolas, que es másintensa bajo cultivo que bajo prado.

En consecuencia, los dos factoresprincipales a los que cabe atribuir la dis-minución de la porosidad total son, porun lado, la reducción del contenido de

materia orgánica hasta niveles que puedandeterminar la eventual inestabilidad de losagregados, y, por otro, la compacidadinducida durante el laboreo.

Porosimetría de intrusión de Hg

De acuerdo con la clasificación deGREENLAND (1977), se pueden distin-guir las siguientes categorías de poros: detransmisión (500-50 μm), de almacena-miento (50-0,5 μm) y residuales (< 0,5μm). Por otra parte, FIÈS (1984), puso enevidencia que a escala textural el espacioporoso se puede subdividir en:

—Un espacio poroso lagunar, formadopor huecos originados durante la retrac-ción de la fase arcillosa, que es indepen-diente de las partículas arenosas que cons-tituyen el esqueleto.

—Un espacio poroso propio de la fasearcillosa, que se desarrolla en el interior deésta y que habitualmente sólo se pone en

Fig. 1. Porosidad total en parcelas adyacentes dedicadas a prado y cultivo.


evidencia para contenidos de arcilla mayo-res del 20%.

Estadísticamente, FIÈS (1984) pudocomprobar que el límite entre ambostipos de espacio poroso se correspondecon un diámetro equivalente de 0,05 mm.

La distribución del tamaño de poropor intrusión de Hg se determinó en 20muestras. En las figuras 2 y 3 se presentanejemplos de los resultados obtenidos ensuelos de textura media y fina, respectiva-mente.

En la mayor parte de las curvas seaprecia un claro predominio de una solafase de entrada de Hg, de modo que, enprimera aproximación, la distribución deltamaño de poro puede ser descrita comounimodal. Cuando la textura es franca,franco-arenosa y franco-limosa, es muchomás importante la porosidad de almace-namiento que la residual, mientras que enlas muestras de textura arcillosa abundamás la porosidad residual.

La fase mayor o principal de entradade Hg corresponde a entornos de tamaño

Fig. 3. Curvas de intrusión de Hg y pendiente de las mismas en muestras de textura fina y dife-rente contenido en materia orgánica.

Fig. 2. Curvas de intrusión de Hg y pendiente de las mismas en muestras de textura media y dife-rente contenido en materia orgánica.


de poro cuyas dimensiones presentan unclaro paralelismo con la granulometría.En los horizontes de texturas más gruesas(franco-arenosas y francas) el máximo deentrada de Hg ocurre a diámetros de poroequivalentes comprendidos entre 10 y 0,1μm; en las muestras más arenosas se apre-cia que la ocupación del espacio porosolagunar de los agregados ya comienza adiámetros equivalentes mayores de 10μm. En los horizontes de textura arcillo-sa, por contra, la fase mayor de entrada deHg está desplazada a diámetros equivalen-tes de poro inferiores, de modo que el diá-

metro más frecuente se sitúa entre 0,01 y0,02 μm.

En la tabla 3 se presenta un resumende los datos de porosimetría, que incluyentanto el volumen total de Hg que ocupalos poros de cada una de las muestras,como la cantidad del mismo que corres-ponde a los diversos intervalos de tamañode poro, según la clasificación de GRE-ENLAND (1977); también figura en estatabla el diámetro equivalente medio.

Se aprecia que en pares de muestrascon textura similar y contenidos en mate-ria orgánica diferentes, la muestra másorgánica presenta porosidad total más ele-

TABLA 3. Porosidad total, de transmisión, almacenamiento, residual y diámetro equivalente de 20 hori-

zontes, de acuerdo con los datos obtenidos por intrusión de Hg (Porosidad total y para distin-

tos intervalos en cm3/100g; Diám. equi., es el diámetro equivalente en mm).


vada. Además, en pares de muestras desuelos con textura similar y contenidos enmateria orgánica del mismo orden demagnitud, el volumen total de Hg intruí-do es poco diferente.

Si se consideran únicamente los suelosde texturas gruesas y medias (muestras 1 a16) se aprecia que la materia orgánica expli-ca buena parte de la varianza del Hg totalintruído; en efecto, el coeficiente de corre-lación entre materia orgánica y volumentotal de poros, (r2 = 0,45), es significativopara un nivel de P < 0,05.

En relación con los datos de diámetroequivalente, consignados en la tabla 3, hayque destacar el hecho de que pares demuestras tomadas en la misma localidadbajo distinta dedicación presenten siem-pre diferencias importantes; esto se cum-ple incluso cuando el contenido en mate-ria orgánica y la porosidad total son simi-lares. Por esta razón, el diámetro equiva-lente parece ser un parámetro más ade-

cuado que la porosidad total para caracte-rizar el efecto global de la dedicaciónsobre la organización de los agregados aescala textural.

No sólo la porosidad total, sino tam-bién el volumen que ocupan los poros detransmisión, almacenamiento y residuales(tabla 3) puede estar relacionado con lacomposición orgánica. Así, comparandopares de muestras con granulometríasimilar se pone de manifiesto que unaumento del contenido en materia orgáni-ca determina que se acreciente el volumenocupado por los poros de tamaño medio,es decir de aquellos entornos de tamañode poro que de acuerdo con GREEN-LAND (1977) cumplen funciones dealmacenamiento o de aquellos que FIÈSdenomina porosidad lagunar. Así, el coe-ficiente de correlación entre porosidad dealmacenamiento y materia orgánica (r2 =0,46), muy similar al que presenta la poro-sidad total con esta variable.

Fig. 4. Ejemplo de curvas características de humedad para texturas similares y diferentes conte-nidos en materia orgánica.


En definitiva, en los suelos estudiadosse aprecian importantes diferencias deporosidad de almacenamiento y lagunarque no corresponden a una variación detextura significativa.

Por contra, en pares de muestras de lamisma localidad la microporosidad, refe-rida tanto a la porosidad residual de GRE-ENLAND (1977) como a los poros de lafase arcillosa de FIÈS (1984) se mantienerelativamente constante, no apreciándosediferencias significativas cuando varía elcontenido en materia orgánica. Por lotanto, diferencias de contenido en materiaorgánica no parecen afectar a este entor-no de tamaños de poro.

Estos resultados, que están de acuerdocon los presentados por GUERIF (1989)y PAZ y GUERIF (1993), se han inter-pretado como una consecuencia de la pre-sencia de partículas de materia orgánicalibre que actuarían sobre la arquitecturade los agregados de un modo similar a laspartículas de arena y limo, modificando laorganización textural en el sentido deincrementar el volumen ocupado por losporos de tipo lagunar.

Curvas características de humedad

En relación con las curvas característi-cas de humedad, el primer resultado quecabe resaltar es la influencia de la materiaorgánica sobre la retención hídrica. Así,en la figura 4, se pone de manifiesto que apotenciales hídricos bajos, próximos asaturación, el agua retenida por el suelo, ypor lo tanto la porosidad, aumenta con elcontenido en materia orgánica, lo queconfirma los resultados de HAMBLIN

(1985) y GUERIF (1989). Si a potencialespróximos a saturación (entre 0,3 y 1 kPa)se aprecian diferencias significativas encuanto agua retenida a un potencial dadoen función de la dedicación del suelo y desu contenido en materia orgánica, porcontra, a potenciales próximos al puntode marchitez las curvas características dehumedad tienden a converger. Son pocaslas excepciones observadas, relativas adatos puntuales disconformes con estemodelo general.

En la tabla 4 se presentan, los resulta-dos de contenido hídrico a capacidad decampo (10 kPa) y punto de marchitez(1.500 kPa) así como el agua útil, obteni-da por diferencia, para los 22 horizontesestudiados. Asimismo, se presentan datosde la porosidad de almacenamiento para20 horizontes obtenida por intrusión deHg.

A escala textural, el agua útil de loshorizontes analizados oscila entre 6g/100g en la muestra 21 y 32,4 g/100genla número 13. Se aprecian dos gruposde horizontes con reservas de agua útilrelativamente poco importantes a estaescala: por una parte, los suelos de textu-ra arcillosa y, por otra, algunos horizontessuperficiales de textura ligera (muestras 11y 12) que presentan contenidos en mate-ria orgánica elevados.

Al comparar pares de horizontescon distinta dedicación, se aprecia queotro de los efectos de la materia orgáni-ca es el incremento de la reserva deagua útil. En muestras con textura simi-lar y diferente contenido en materiaorgánica, la oscilación de agua útil secifra entre 2,2 g/100g (muestras 7/8) y


4,8 g/100g (muestras 9/10). Sin embar-go, aún cuando el contenido en materiaorgánica no sea muy diferente, se pue-den observar, diferencias de agua útilentre dedicaciones de hasta 4 g/100g.Cuando oscila entre pares de muestrasno sólo el contenido de materia orgáni-ca sino también la cantidad de arcilla,las diferencias en las reservas de aguaútil son mucho más elevadas fijándoseen 12,9 g/100g (muestras 3/4) y 14,3g/100g (muestras 13/14).

Curvas de retracción

La contracción de los suelos en estadonatural puede describirse mediante 3fases, descritas ya por HAINES (1923) yreconocidas por otros autores (STEN-GEL, 1981), que se caracterizan por larelación de dependencia entre contenidohídrico (DW) y reducción de volumen(DV):

- Contracción estructural DV > DW- Contracción normal DV = DW

TABLA 4. Contenido hídrico a 10 y 1500 kPa, agua útil (Au) y porosidad de almacenamiento,determinada por intrusión de Hg.

- Contracción residual DV < DW

La contracción a escala estructural se apre-cia sólo en suelos naturales, y no se dis-tingue cuando se analizan pequeños agre-gados, naturales o remoldeados.

Durante la contracción normal, ya en elrango propio de la escala textural, lareducción de volumen y la pérdida deagua son equivalentes.

En la fase de contracción residual, la pér-dida de agua nuevamente es mayor que ladisminución de volumen.

Por otra parte, HAINES (1923), dis-

tinguió tres dominios en una curva deretracción:

1) Una parte lineal, la recta de satura-ción, a lo largo de la cual la disminuciónde volumen de la muestra equivale exacta-mente al volumen de agua cedido. El lími-te inferior de la recta de saturación se llamalímite de entrada de aire.

2) Una parte intermedia, la recta deretracción residual, en la cual ya hay entradade aire en el material. Su límite inferior sellama límite de retracción.

3) Una parte final en que la porosidadya no varía y la muestra permanece a volu-


Fig. 5. Curvas de retracción en muestras de textura media y contenido en materia orgánica dife-rente.

Fig. 6. Curvas de retracción en muestras de textura fina.

men constante. En esta fase el contenidohídrico es inferior al punto de marchitez.

La descripción de la dinámica de laretracción se suele presentar utilizandocomo coordenadas el contenido hídricogravimétrico y el volumen específico. Laprincipal ventaja de este sistema estriba enque permite observar directamente si aldisminuir el volumen de la muestra elagua perdida es reemplazada o no por airey en que proporción entra aire en el siste-ma poroso.

En las figuras 5 y 6 se presentan datosde retracción determinados en agregadosde 2-3 mm, así como las curvas teóricasajustadas por regresión para suelos de tex-tura media y fina, respectivamente.

Los datos experimentales presentanuna variabilidad importante, lo que deter-mina cierto nivel de imprecisión en la eva-luación de los dos puntos singulares de lascurvas: el límite de entrada del aire (Wa) yel límite de retracción (We). De las figuras5 y 6 se infiere que en el dominio corres-pondiente al límite de retracción, el cam-bio de pendiente entre las fases de con-tracción normal y residual únicamente seaprecia con nitidez en los suelos arcillo-sos. Como consecuencia, en los horizon-tes de texturas gruesas y medias, la deter-minación del punto de entrada de aire(We) resulta poco precisa, de tal modo quemuchas de las curvas de retracción podrí-an describirse mediante una doble recta.

La dispersión de la medida es másimportante en los horizontes de texturaligera y contenidos elevados en materiaorgánica. Por lo tanto, al evaluar los índi-ces Wa y We, la precisión parece más débil

en aquellos horizontes con contenidoselevados en materia orgánica.

En el dominio próximo a saturación,se aprecian diferencias entre la recta desaturación y la de contracción normal, demodo que ambas tienden a discurrir para-lelas. Esto significa que la muestra desuelo no se pudo saturar totalmente en lascondiciones experimentales estándard; lasdificultades para alcanzar la saturaciónpueden ser debidas bien al elevado conte-nido en materia orgánica o bien a conte-nidos altos de arcilla.

Al comparar horizontes superficialesde la misma localidad, los dedicados a cul-tivo tienden a presentar valores inferioresde volumen específico (mayor densidadaparente) que los de prado. Estas diferen-cias de volumen específico son particular-mente importantes para contenidos hídri-cos situados por debajo del límite deentrada de aire (We); en este rango dehumedades se aprecian siempre en paresde horizontes con distinta dedicación y lamisma textura, tanto si el contenido enmateria orgánica decrece en la parcela decultivo como si se mantiene del mismoorden que en la parcela de prado e inclu-so cuando es mayor en la de cultivo queen la de prado.

Las curvas de retracción pueden pro-porcionar índices, relevantes desde elpunto de vista físico, para evaluar cuanti-tativamente la estructura y en su caso ana-lizar el efecto de la dedicación sobre laspropiedades y la fertilidad física del suelo.Como señalan Mc GARRY & MALA-FANT (1987) son munerosos los índicesque se pueden obtener a partir de las cur-vas de retracción, entre los que destacan el


punto de entrada de aire o la capacidad deexpansión potencial.

En el límite de entrada de aire (Wa) seaprecia, al comparar las 18 primerasmuestras, que los suelos de prado presen-tan contenidos hídricos sistemáticamentemás altos que los de cultivo de la mismalocalidad. Es evidente el paralelismo entreestos resultados y los discutidos al analizarlas curvas características de humedad. Enefecto, a potenciales próximos a satura-ción, se apreciaron siempre diferenciassignificativas de las curvas de pF en fun-ción de la dedicación del suelo, que sepudieron explicar como consecuencia delefecto conjunto de diferencias en el con-tenido en materia orgánica y en el gradode compacidad. A pequeñas diferenciasde materia orgánica entre dedicaciones, lecorresponden valores de contenido hídri-co en el límite de entrada de aire (Wa) rela-tivamente próximos, mientras que cuandola diferencia de materia orgánica entrededicaciones es muy importante, la hume-dad en el límite de entrada de aire esmucho más elevada en el suelo de pradoque en el de cultivo

Los resultados obtenidos para el con-tenido hídrico en el límite de retracción(Wr), en horizontes con distinta dedica-ción, son más aleatorios. Esto se debeprobablemente a la imprecisión en la eva-luación de este límite en suelos tan pocoexpandibles como los de texturas ligera ymedia estudiados.

Hay que señalar, no obstante, quecuando, en vez de los contenidos hídricoscorrespondientes al límite de entrada deaire (Wa) y límite de retracción (Wr), seconsideran los potenciales hídricos en

estos límites, las diferencias entre suelosde prado y cultivo con texturas similaresno se ponen de manifiesto. Por tanto loslímites característicos de las curvas deretracción, cuando se define en términosde succión y no de contenido hídrico, noparecen estar influenciados por el conte-nido en materia orgánica, tanto en loshorizontes de texturas ligeras y mediascomo en los de texturas pesadas.Resultados similares han sido puesto demanifiesto por GUERIF (1989), quienconcluye que el fenómeno de retracción,cuando se describe en función del poten-cial hídrico del suelo, no depende del con-tenido en materia orgánica.

En el conjunto de suelos de texturaligera y media se comprueba que el volu-men específico a saturación depende delcontenido en materia orgánica, por lo queen pares de muestras de textura similar,presentan sistemáticamente valores mayo-res en los horizontes con mayor en carbo-no, independientemente de la dedicación.El índice de poros a saturación, magnitudque depende al mismo tiempo de la den-sidad real y aparente, presenta en estossuelos un notable paralelismo con el volu-men específico medido en las mismascondiciones de saturación.

El volumen específico en seco de loshorizontes de textura ligera y media mues-tra una mayor dependencia de la dedica-ción que del contenido en carbono, con-trariamente a lo que ocurre con el volu-men específico a saturación. Al igual queel contenido hídrico del punto de entradade aire (Wa) es este un índice que propor-ciona valores más altos en los suelos deprado que en los de cultivo, aún cuando el


contenido en materia orgánica de la mues-tra de cultivo pueda ser superior a la de lahomóloga bajo prado.

En definitiva, como cabe esperar,todos los suelos arcillosos estudiados pre-sentan una elevada compacidad en seco.Dentro de los suelos de textura ligeras ymedia, la compacidad en seco tambiénpuede ser muy elevada.

Es necesario indicar, una vez más, queen los pares de muestras de textura simi-lar y con distinta dedicación no siemprelas muestras de prado son las que presen-tan mayor contenido en materia orgánica.En relación con ello, los índices obtenidosa partir del intervalo de contracción nor-mal como el volumen específico o el índi-ce de poros están relacionados con el con-tenido total en materia orgánica. Por con-tra, los índices deducidos del intervalo decontracción residual, como el volumenespecífico en seco la diferencia (Wa - Wr)y el límite de entrada de aire (Wa) descri-ben mejor la dedicación del suelo y pare-cen depender menos del contenido totalde carbono.

Se analizaron también datos de expan-sión potencial calculada mediante el pará-metro Sp (STENGEL et al., 1984), pordiferencia entre el índice de poros de losagregados saturados y secos. El índice deexpansión potencial, Sp, permitiría evaluarla capacidad del suelo para regenerar suestructura durante los ciclos de humecta-ción-desecación. STENGEL et al. (1984)sitúan en 25% el valor límite por debajodel cual el suelo carece de aptitud para lafragmentación y la regeneración de laestructura. La capacidad de expansiónpotencial, Sp, de los suelos de textura lige-ras y medias es variable. En 9 de los 17

horizontes con esta granulometría es baja,inferior al 25%, como corresponde amuestras con una fracción arcillosa escasay de naturaleza esmectítica. Sin embargo,se encuentran valores altos de expansiónpotencial en horizontes de texturas ligerasy medias y ricos en materia orgánica.

Los resultados demuestran el efecto dela materia orgánica, incrementando lacapacidad de expansión potencial enmuestras con una amplia gama de conte-nidos en arcilla, y, en particular, en el con-junto de aquellos horizontes de texturasmedias y ligeras. De acuerdo con ello, lossuelos más ricos en materia orgánica pre-sentarían, a priori, mayor aptitud para lafragmentación y para el manteniento oregeneración de una estructura de buenacalidad.

Por último, el índice de volumen espe-cífico, que mide la diferencia relativa decompacidad en húmedo y seco, presentacierto paralelismo con el índice de expan-sión potencial, ya que, en suelos de textu-ra similar, ambos tienden a presentar valo-res más altos en horizontes con mayorescontenidos en materia orgánica. Sinembargo, el índice de expansión potenciales más sensible a variaciones en el conte-nido en materia orgánica entre dedicacio-nes que el índice de volumen específico.

En definitiva, a partir de las curvas deretracción se pueden obtener diversosíndices, algunos de los cuales presentanuna buena sensibilidad para analizar elefecto de la dedicación del suelo sobre laestabilidad de la estructura. En suelos detextura similar el valor de estos índicesoscila en función de la dedicación y/o elcontenido en materia orgánica.


CONCLUSIONES

Se puso en evidencia una relaciónentre porosidad total a escala textural ydedicación del suelo, comprobandose queen los suelos de cultivo hay una disminu-ción del espacio poroso. La reducción dela porosidad se debe a la interacción dedos factores, ambos inducidos por labo-reo: disminución del contenido en materiaorgánica y aumento de la compacidad.

Del análisis de la organización de laarquitectura de los agregados en seco yhúmedo, se infiere que la materia orgáni-ca induce un aumento del volumen totalde poros, y de algunas categorías de losmismos, en particular en los entornos detamaños de los poros de origen lagunar yde aquellos cuya función es el almacena-miento.

Las curvas características de hume-dad ponen en evidencia importantes

diferencias de retención de agua delsuelo en suelos con similar textura y dife-rente dedicación a potenciales próximosa saturación. En el entorno del punto demarchitez estas curvas tienden a conver-ger. El agua útil tiende a aumentar con-forme lo hace el contenido en materiaorgánica del suelo.

Las curvas de retracción a escala tex-tural también muestran diferencias entrededicaciones distintas de suelos con tex-turas similares. A partir de éstas se calcu-laron diversos índices de estabilidadestructural. Los valores de aquellos índi-ces calculados a partir del intervalo decontracción normal dependen del conte-nido en materia orgánica. Aquellos índicesobtenidos del intervalo de contracciónresidual describen mejor la dedicación delsuelo y muestran más independencia delcontenido en materia orgánica.


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IInnfflluueenncciiaa ddee llaass ccaarraacctteerrííssttiiccaass iinniicciiaalleess ddee llaassuuppeerrffiicciiee yy llaa pprreecciippiittaacciióónn eenn llaa ddiimmeennssiióónn

ffrraaccttaall ddeell mmiiccrroorrrreelliieevvee ddeell ssuueelloo

Surface initial characteristics and rainfallinfluence on fractal dimension of soil microrelief

VIVAS MIRANDA, J. G. y PAZ GONZALEZ, A.

The complex behavior of soil surface microrelief and its evolution is difficult to quantify. Severalempirical roughness indices and geostatistical procedures currently used have been found to besensitive to describe roughness differences between surfaces and changes within a surface due torainfall. Such indices are simple, quantitative and synthetic descriptors of the complex soil sur-face organization, thought spatial indices provide some information about the association ofmain elements (biggest clods and aggregates) determining microrelief variations. Fractals aremathematical objects that show the same structure when examined at all possibles scales. Fractaldimension, the basic parameter characterizing a fractal object, is a potential index to quantifysoil micorelief characteristics and changes induced by rainfall energy. A high resolution non-con-tact laser profile meter was used to measure microtopography on two artificial soil surfaces, befo-re and after simulated rainfall. The experimental surfaces were reconstructed from aggregates ofa plough layer and were thought to simulate two types of natural seedbeds, rough and fine. Thecalculation of the fractal dimension was performed through a variational method, by a numeri-cal algorithm based on the roughness around the local root mean square (RMS), which developsa straight line roughnes (SLR). Plotting SLR values versus distance along a profile in a log-logscale results in a straight trend line over a limited range of distance, the slope of which is desig-ned as Hurst exponent, related to the fractal dimension. Thus, the spatial organisation of the soilsurface can be considered as a fractal structure over a finite range of scales. Mean values of thesurface fractal dimension were 2.51 for the rough surface and the 2.72 for the fine one. The slowdecrease of microrelief caused by surface sealing under rainfall was also described by the fractalindex. This study showed that fractal analysis provides a relevant quantification of seedbed typeand an assessment of microrelief changes in relation to rainfall amount.

Key words: roughness, fractal dimension, microrelief, spatial modelization

VIVAS MIRANDA, J. G. y PAZ GONZALEZ. Facultad de Ciencias. Universidad de A Coruña. AZapateira, 15.071, A Coruña.


122 Vivas Miranda & Paz González CAD. LAB. XEOL. LAXE 23 (1998)

IINNTTRROODDUUCCCCIIOONN

La rugosidad de la superficie del suelo,parámetro utilizado habitualmente paraevaluar el microrrelieve, se puede expresarcuantitativamente mediante diversos índi-ces empíricos, como por ejemplo a partirde la desviación estándard de las alturasrespecto a un nivel de referencia (rugosi-dad aleatoria, definida por ALLMARAS etal, 1967) o la relación entre la distanciareal medida a lo largo de un perfil micro-topográfico y la distancia más corta o dis-tancia horizontal (BOIFFIN, 1984). Losíndices empíricos presentan la desvantajade que no proporcionan una interpretaciónen términos físicos de la organizaciónespacial de las medidas de altura, ni sobreel aspecto de los agregados o unidadesestructurales de la superficie, de modo quedos superficies con unidades estructuralesmuy diferentes pueden tener la mismadesviación estándard.

El microrrelieve de la superficie delsuelo también ha sido caracterizadomediante herramientas geoestadísticas, loque permite tipificar patrones de variaciónespacial mediante índices con base físicacomo la pendiente límite y la diferencialímite, propuestos por LINDEN & VanDOREN (1986), tomando como base elanálisis de los semivariogramas de primerorden. La utilización de parámetros dedu-cidos del álgebra de Bool (CHADOEUF etal.,1989; GOULARD et al., 1994) parasimular las características de la superficiedel suelo, ha permitido reconstruir super-ficies tridimensionales similares a lasmedidas experimentalmente; en este casola configuración de los agregados se inten-ta simular mediante esferas o elipsoides,

cuya distribución de diámetros se puededescribir mediante una distribución dePoisson.

La medida de la longitud o perímetrode un perfil rugoso es un problema clásicode geometría fractal : depende de la longi-tud de la unidad de medida empleada, o loque es lo mismo, de la escala de observa-ción. Dicho en otras palabras, lo que sepretende es evaluar un objeto no rectilí-neo, el perfil microtopográfico, a partir demedidas experimentales que solo propor-cionan una distancia recta entre dos pun-tos. Cuanto más pequeña sea la distanciaentre los sucesivos puntos de medida,mayor será la longitud estimada del perfil(GALLART & PARDINI, 1996). Lascaracterísticas de irregularidad del perfil ola superficie microtopográfica sugiereninmediatamente el uso de la geometríafractal para su estudio y modelización.

Fractal, un término acuñado porMANDELBROT (1975), quien transmitela idea de que la naturaleza se rige por pro-cesos y genera fomas de naturaleza fractal.En las ciencias de la naturaleza la irregula-ridad de sus formas, procesos y series dedatos obtenidos de la observación es unaconstante. La geometría fractal ha puestode manifiesto cómo procesos no linealesdeterministas muy simples pueden produ-cir una gran complejidad y también cómoprocesos aleatorios pueden generar formasdeterministas (IBAÑEZ et al., 1995;MARTIN, 1995). En muchos casos ello hapermitido en gran parte la génesis de irre-gularidades que se creían fruto de la super-posición de un gran número de factoresaleatorios y, por tanto, solo abordables conlas técnicas estadísticas clásicas.

El término fractal fue introducido para

CAD. LAB. XEOL. LAXE 23 (1998) Influencia de las características 123

definir aquellos objetos o fenómenos espa-ciales y/o temporales que son continuospero no diferenciables y que exhibencorrelaciones espaciales sobre muchas esca-las. Una definición más estricta del térmi-no fractal podría consistir en «series demedidas en las cuales la dimensión deHausdorff-Besicovitch excede la dimen-sión topológica» (BURROUGH, 1985).En la práctica, el análisis de la naturalezafractal de un fenómeno se basa en el uso dealgoritmos que comprueban sus caracterís-ticas a diferentes escalas.

El parámetro básico para caracterizar aun objeto fractal es su dimensión, un con-cepto puramente geométrico. Los objetosno fractales llevan asociada a su estructurauna dimensión topológica que viene dadapor un número natural. Así, se dice queuna curva tiene dimensión 1, una superfi-cie tiene dimensión 2 y una región sólidadel espacio tiene dimensión 3. Por contra,los fractales pueden tomar valores realesintermedios entre los enteros, dado querepresentan estructuras de transición entrecurvas y superficies o superficies y regio-nes sólidas.

La geometría fractal ha progresadohasta llegar a desarrollar un aparato con-ceptual y metodológico muy importante.Hoy en día se habla de diversos tipos defractales, tales como los fractales autosi-milares, autoafines y los multifractales(KORVIN, 1992). El hecho de que laspartes que componen un conjunto geo-métrico sean semejantes al total se expre-sa diciendo que el conjunto fractal esautosimilar; el concepto de aauuttoo--ssiimmiillii--ttuudd se ilustra en la figura 1, en donde seaprecia la idea de invariabilidad de esca-la, es decir la independencia de la estruc-

tura geométrica respecto a la escala deobservación.

En este trabajo se estudia la dimensiónfractal del microrrelieve del suelo a partirde medidas de perfiles microtopográficosefectuadas con rugosímetro laser de altaresolución en superficies experimentalespreparadas artificialmente en condiconesde laboratorio. Dichas superficies simula-ban un lecho de siembra en el que se deter-minó el microrrelieve inicial, así como suevolución y degradación bajo lluvia simu-lada.

MMAATTEERRIIAALL YY MMEETTOODDOOSS

El suelo estudiado es un Cambisol cró-mico, según la clasificación de la FAO,desarrollado sobre esquistos de Ordenes enla localidad de Mabegondo (La Coruña),cuyas características generales figuran enun trabajo anterior (GOMEZ SUAREZ,1998; PAZ & TABOADA, 1996). La

FFiigg.. 11 EEnn llaa ppaarrttee ssuuppeerriioorr ssee oobbsseerrvvaa uunn oobbjjeettooffrraaccttaall,, aabbaajjoo aa llaa ddeerreecchhaa uunn ddeettaallllee ddee eesseeoobbjjeettoo,, aabbaajjoo aa llaa iizzqquuiieerrddaa uunn ddeettaallllee ddeellddeettaallllee.. DDaaddoo qquuee uunn ddeettaallllee aammpplliiaaddoo eesssseemmeejjaannttee aall ttooddoo ssee ddiiccee qquuee eessee oobbjjeettoo pprree--sseennttaa aauuttoo--ssiimmiilliittuudd..


toma de muestra se efectuó en el horizon-te de laboreo entre 0 y 20 cm

Se estudiaron dos superficies experi-mentales, que consistían en una capa de 5cm de espesor máximo obtenidas por mez-cla de agregados de distinto calibre, enproporciones que intentan reconstruir laestructura de lechos de siembra del suelocon diferente micorrelieve.

Las dos superficies estudiadas diferíanen cuanto a la proporción de agregados dediferente calibre, sobre todo, los de mayoresdimensiones. En la primera, más gruesa, esdecir con mayores diferencias locales demicrorrelieve, la proporción de agregadosde 10 a 20 mm se cifraba en 15 % y la deagregados de 20 a 30 mm en un 10%; lasegunda, relativamente más fina, carecía deunidades estructurales mayores de 10 mm.La preparación de estas capas artificiales sellevó a cabo en recipientes cuadrados de 58cm x 58 cm sobre un lecho de arena fina.

Previamente a la preparación del lechode siembra artificial, los agregados sehumectaron lentamente por ascenso capi-lar, con objeto de reducir la microfisura-ción. Antes del inicio de la experiencia, ellecho artificial se llevó a saturación. Enestas condiciones el principal mecanismoque contribuye a la desagregación es elimpacto de las gotas de lluvia.

La formación artificial de lluvia se llevóa cabo mediante un simulador con unasuperficie de 1,30 m x 1,30 m que constade 380 capilares, situados a 4,6 m de lasuperficie experimental. Las gotashomogéneas que se producen en los capi-lares caen sobre una red metálica en dondese fragmentan y dispersan, resultando unadistribución aleatoria de tamaños. Laintensidad de la lluvia aplicada fue de 30

mm/h. En la figura 2 se presenta un esque-ma del dispositivo experimental usadopara la simulación de lluvia.

En la superficie gruesa se midió lamicrotopografía en siete ocasiones, elestado inicial y otros seis estadios deevolución, resultado de la aplicación delas siguientes cantidades acumuladas delluvia, producida mediante simulador:10, 55, 85, 130, 190 y 250 mm. En lasuperficie fina, la microtopografía semidió en cinco ocasiones, el estado ini-cial y cuatro estadios de evolución suce-sivos, después de la aplicación de 7,5,22,5 y 52, 5 mm.

Durante el escaneado de cada superfi-cie se obtenían 270 perfiles separadosentre sí 2 mm y cada perfil individual, asu vez, constaba de más de 350 puntos demedida, efectuadas con un paso del

FFiigg.. 22.. EEssqquueemmaa ddeell ddiissppoossiittiivvoo eexxppeerriimmeennttaall uuttii--lliizzaaddoo ppaarraa ddeetteerrmmiinnaarr llaa eevvoolluucciióónn ddee llaassuuppeerrffiicciiee ddeell ssuueelloo bbaajjoo lllluuvviiaa ssiimmuullaaddaa..


orden de 1,5 a 2 mm. El rugosímetro derayos láser utilizado ha sido descrito pre-viamente (BERTUZZI et al., 1990). Enesencia consta de una fuente y un recep-tor de Helio-Neon (He-Ne) de bajapotencia y un sistema óptico acopladoque permite proyectar verticalmente unhaz de rayos emitido normalmente a lasuperficie del suelo y tratar las imágenesdesfocalizadas, que son reflejadas demodo que proporcionen medidas pun-tuales de microrrelieve. Este sistemafacilita la eliminación de las interferen-cias entre la curvatura de los agregados yel ángulo del haz incidente, principallimitación de los rugosímetros clásicos.El error absoluto máximo de las medidascon el equipo utilizado es < 0.25 μm.

CCOONNSSIIDDEERRAACCIIOONNEESS TTEEOORRIICCAASS

Una descripción detallada de los méto-dos de determinación de la dimensiónfractal de perfiles y superficies se puedeencontrar en la bibliografía (MANDEL-BROT & WALLIS, 1969; FEDER, 1988).Dado que la metodología utilizada no estodavía muy conocida, a continuación sehará una breve revisión de los conceptosesenciales.

El fundamento del método de análisisde la microtopografía propuesto estriba enla idea de que la dimensión fractal es útilcomo indicador de la rugosidad de unacurva, y así, cuanto mayor es la dimensiónfractal, mayor es su longitud. Dado unfractal, se plantea el problema de medirlo,bien a dicho fractal como conjunto geo-métrico, o bien a alguna característicaligada a su estructura geométrica.

Considerando como objeto de estudio

fractal perfiles microtopográficos defini-dos por valores discretos de altura delmicrorrelieve, es necesario admitir lassiguientes hipótesis:

1 – El conjunto discreto de puntos quecomponen un perfil es unívoco.

2 – La medida de una característica geo-métrica, como por ejemplo la desviaciónestándar de las alturas, efectuada sobre todoel perfil y en cualquier dirección delmismo, es aproximadamente igual en cual-quier punto de este. Es decir el objeto frac-tal estudiado es homogéneo.

Admitiendo, además, que el método demedida utilizado para describir la geome-tría de un perfil depende solamente de laescala que se utiliza,se obtiene:

w=f(L)

donde, w es la medida y L la escala.De tal modo que al llevar a cabo un

cambio de la escala de medida (lo queequivale a multiplicar por un factor bx), lafunción será modificada (por un factor by),lo que permite definir la siguiente regla detransformación de escala:

(1)

donde w es una medida en la dirección y(ej. desviación estándar), L la escala y by ybx los factores de escalamiento en lasdirecciones y y x, respectivamente.

Se puede deducir fácilmente que lafunción que satisface la relación de escala(1) es:

(2)


Donde, el parámetro H se denominaexponente de Hurst, que viene dadopor:

(3)

El exponente de Hurst, H, está directa-mente relacionado con la dimensión frac-tal. En el caso particular de que la medidautilizada para caracterizar el perfil, w, seala desviación estándar, el exponente H y ladimensión fractal del perfil (D) se relacio-nan, de acuerdo con FEDER (1988)mediante la expresión:

D=2-H (4)

A su vez, la dimensión fractal del per-fil está relacionada con la dimensión frac-tal de la superficie formada por una seriede perfiles, (MANDELBROT, 1983)mediante:

Dsuperficie=Dperfil+1 (5)

Como se puede apreciar en las expre-siones (3) y (4), el exponente H, o ladimensión fractal, D, están íntimamenterelacionados con las características geomé-tricas del perfil, sintetizando toda la infor-mación relacionada con su escalamiento.

La mayoría de los métodos existentespara el cálculo de la dimensión fractal sebasan en el análisis de la relación entrediferentes factores de escala del perfil, deacuerdo con la expresión (3). Esta relaciónpuede ser calculada a través de «medidas»de una característica en las diferentesdirecciones del perfil, osea averiguandocómo será afectada una medida (Ej.: dis-

persión, variación entre máx. y mín., etc)en la dirección y en el caso en que se modi-fique la escala en la dirección x. Cadamétodo de medida tiene su grado de pre-cisión y su ámbito de aplicación; en laTabla 1 se resumen algunos de los métodosmás utilizados para estimar la dimensiónfractal.

El método utilizado en este trabajopara calcular la dimensión fractal ha sidoel propuesto por MOREIRA & KAMP-HORST (1994), que consiste en unamodificación del descrito en el apartado 7de la Tabla 1. La diferencia estriba en queen lugar de la dispersión en torno a lamedia (desviación típica), se utiliza elvalor medio de la dispersión en torno a larecta que mejor se ajusta a los puntosexperimentales, dentro de la escala usadapara el cálculo. El algoritmo utilizado sepuede expresar mediante la seguinteecuación:

(6)

Siendo f(i) la función lineal que mejorse ajusta a los puntos del intervalo [i, i+l],que a su vez seguirá la relación descrita enla sección 7 de la Tabla 1, de modo que:

(7)

De donde se infiere que el valor de Hpuede ser determinado por la pendientedel gráfico log-log (doble logarítmico) deW versus l.

Como sugiere la ecuación (3), el expo-nente H aporta información sobre la geo-metría del perfil analizado. Por ello sepuede afirmar que la dimensión fractal, D,


describe la características de ocupación delespacio, pudiendo asumir valores no ente-ros. Es decir, a medida que H disminuye,D se aproxima a 2, por lo que el perfil sevuelve tan tortuoso como si en realidad elespacio comenzase a ser ocupado a modode un plano. De esta forma el exponente Hes un índice excelente para la caracteriza-ción de perfiles rugosos, debido a su capa-cidad de identificar patrones de ocupacióndel espacio.

Otra característica importante delexponente H es la de informar sobre lapersistencia, o no, del proceso estudiado(figura 3). De acuerdo con FEDER (1988)para H>1/2 se aprecia persistencia; así un

incremento positivo en el pasado aumentala posibilidad de un incremento positivoen el futuro. Para H<1/2 ocurre antiper-sistencia, lo que indica que para un incre-mento positivo en el pasado, incrementospositivos en el futuro tendrán mayor pro-babilidad. El parámetro H=1/2 caracterizaa un sistema no correlacionado, como es elcaso del movimiento browniano.

En la figura 3 se puede observar unejemplo de las tres posibilidades antesmencionadas. Trazando un gráfico de ladistancia al origen versus tiempo para dis-tintos valores del exponente de Hurst, H,se obtienen típicos ejemplos de la oscila-ción aleatoria de una variable.

TTAABBLLAA 11.. RReellaacciióónn ddee ddiivveerrssooss mmééttooddooss ppaarraa eessttiimmaacciióónn ddee llaa ddiimmeennssiióónn ffrraaccttaall..


Dependiendo de la persistencia o antiper-sistencia del objeto fractal o sistema estu-diado, la medida representada a lo largodel eje y, en este caso la distancia al origenaumenta con mayor o menor intensidad.En particular, si en vez de la distancia alorigen se representase la rugosidad seobtendrían resultados similares. Se com-prueba de este modo que el exponente Hmide simplemente la forma en que cambiala característica medida en el eje y (en estecaso la longitud del perfil) al variar la esca-la en el eje x.

Para verificar la validez del método decálculo empleado se suelen utilizar funcio-nes teóricas o algoritmos que simulansuperficies aleatorias con notable preci-sión, conocido el exponente de Hurst, H.A tal efecto se utilizó una función teórica,conocida como función de Weierstrasscapaz de generar perfiles con un exponen-

te H determinado. En la Tabla 2 se com-paran los valores teóricos de H frente a losque resultan de la aplicación de la funciónWeierstrass para crear perfiles.

Se comprueba, de este modo, que ladiferencia relativa entre el valor teórico y

el estimado tiende a ser mayor cuandoéstos son extremos (cerca de 0 y de 1) quecuando son medianos (cerca de 0,5). Porotra parte, las diferencias entre los valoresteóricos y estimados de H no se deben

TTAABBLLAA 22.. CCoommppaarraacciióónn eennttrree vvaalloorreess tteeóórriiccoossddeell eexxppoonneennttee ddee HHuurrsstt,, HH,, yy lloosseessttiimmaaddooss mmeeddiiaannttee llaa ffuunncciióónn ddeeWWeeiieerrssttrraassss..

FFiigg.. 33 MMoovviimmiieennttoo bbrroowwnniiaannoo ffrraacccciioonnaarriioo ppaarraa ddiivveerrssooss vvaalloorreess ddeell eexxppoonneennttee ddee HHuurrsstt.. HH==00,,55 ((ssuuppee--rriioorr)),, HH==00,,77 ((cceennttrroo)) ee HH==00,,99 ((iinnffeerriioorr))..


exclusivamente a errores de «medida»,sino que, al ser las diferencias sistemáticas,pueden ser atribuidos en gran parte aimprecisiones durante el proceso de gene-ración de los perfiles teóricos

RREESSUULLTTAADDOOSS YY DDIISSCCUUSSIIOONN

En el caso estudiado, se trata de perfi-les de datos microtopográficos obtenidosmediante un sensor láser que realiza unamedida de altura de la superficie del sueloa intervalos constantes de tiempo. Previoal tratamiento de los datos se examinó elaspecto de cada uno de los perfiles micro-topográficos. En algunos perfiles experi-mentales se detectaron lineas verticalesque destacaban sobre el relieve medio;

estas líneas son un artefacto creado cuan-do, circunstancialmente, el haz láser noretorna al sensor, al ser interceptado porirregularidades del microrrelieve. Para lle-var a cabo los cálculos de la dimensiónfractal se eliminaron estos artefactos delperfil.

Dividiendo la longitud del perfil entreel número total de lecturas efectuadas enel mismo, se obtiene un espaciado medioentre lecturas del orden de 1,5 mm. Paraeliminar posibles efectos de borde debidosa salpicadura de las gotas de lluvia queimpactaban sobre las paredes del recipien-te experimental, se prescindió de las medi-das de altura más externas. Por ello, loscálculos se efectuaron teniendo en cuenta

FFiigg.. 55 DDiiffeerreenncciiaa eennttrree llaa ppoossiicciióónn rreeaall oobbtteenniiddaaccoonn eell eeqquuiippoo llaasseerr uuttiilliizzaaddoo,, XXEE yy llaa ppoossii--cciióónn tteeóórriiccaa XXTT,, qquuee rreessuullttaarrííaa ddee ccoonnssiiddee--rraarr llaa vveelloocciiddaadd ccoonnssttaannttee..

FFiigg.. 44 AAcceelleerraacciióónn ddeell ddeessppllaazzaammiieennttoo mmeeccáánniiccooddeell sseennssoorr,, ccoonnssiiddeerraannddoo qquuee eell iinntteerrvvaallooddee ttiieemmppoo eennttrree llaa ttoommaa ddee ddaattooss iinnddiivvii--dduuaalleess eess ccoonnssttaannttee..


250 de los 270 perfiles medidos, es decirprescindiendo de los 10 perfiles más pró-ximos a cada margen; del mismo modoúnicamente se tuvieron en cuenta 330medidas puntuales de altura en cada perfil,desechando, en consecuencia, los datos ini-ciales y finales en el entorno de los bordes.

Por otra parte, previo al análisis de laestructura fractal, es necesario comprobarla homogeneidad de las series de datosexperimentales de altura medidos con sen-sor láser.

HHOOMMOOGGEENNEEIIDDAADD DDEE LLOOSS DDAATTOOSS

A pesar de las avanzadas prestacionesdel equipo experimental utilizado y deque las medidas de microrrelieve se lleva-ron a cabo en condiciones de laboratorio,se pudieron identificar diversos factoresque causan cierta heterogeneidad de lasseries de datos, cuyos efectos y consecuen-cias sobre las medidas puntuales de alturaconviene tener en cuenta al efectuar el aná-lisis de las dichas series.

En primer lugar, se pudo comprobarque la velocidad instantánea con que sedesplaza el sensor no es constante, sino queexisten aceleraciones y decelariones dediversa intensidad, aunque la aceleraciónmedia es prácticamente nula. En efecto, enla figura 4 se representa la derivada segun-da de la posición del sensor en función delnúmero de pasos o puntos medidos a lolargo del perfil. Se observa que la acelera-ción media se cifra en 0,00014 μm/paso2,es decir 0,14 mm/paso2, del mismo ordende magnitud que la resolución en alturadel sensor. Sin embargo, se aprecia unruído de fondo motivado por continuasaceleraciones y deceleraciones que aproxi-

madamente cada 10 pasos llegan a alcan-zar valores máximos, del orden de 50 a 70μm/paso2, por lo que la desviación están-dar de la aceleración se cifra 22 mm/paso2.

En consecuencia, se aprecia, que sobrela trayectoria del sensor, se ejerce unainfluencia típica de una fuerza externa,que provoca oscilaciones de la aceleracióninstantánea, aunque la velocidad mediacon que se desplaza el sensor tiende a man-tenerse constante. Este efecto probable-mente este motivado por las peculiarida-des del motor paso a paso responsable deldesplazamiento del sensor.

Otra evaluación de la precisión delequipo pueden observarse en la figura 5,en la que se representa la diferencia entrela posición real del sensor láser y la posi-ción teórica, admitiendo que la aceleraciónes nula. Se aprecia mediante este tipo derepresentación que la diferencia entre laposición esperada y la real van creciendodesde el origen del perfil hasta el puntomedio del mismo para disminuir en lasegunda parte del trayecto y anularse denuevo al final del mismo. En este caso lafuerza externa provoca primero un solociclo de aceleración seguido de una decele-ración de tipo cuadrática en el tiempo.Estos resultados probablemente se deben ala deformación de la barra que sostiene elsensor mientras éste se desplaza, provocan-do un aumento de la velocidad hasta que elsensor alcanza el centro de la barra y unadisminución posterior.

En definitiva, en la figura, 5 se com-prueba que los puntos iniciales y finalesdel gráfico están cerca de cero, de formaque el efecto de la aceleración provocadapor el motor paso a paso no se propaga enla barra. En consecuencia, solamente las


escalas menores de distancia, es decir, lospuntos más próximos estan sometidos a lainfluencia de la variación de la velocidaddurante el desplazamiento del sensor a lolargo de la barra fija situada sobre la capade agregados que simula un lecho de siem-bra.

Otras posibles fuentes de heterogenei-dad, relacionadas con el dispositivo expe-rimental utilizado, son ajenas a las presta-ciones del sensor láser. Así, al preparar lasuperficie inicial se fueron depositandomezcladas las fracciones de agregados demenor calibre y se llevó a cabo una nivela-ción de las mismas; por último, los agre-gados de mayor tamaño se situaron al azaren la superficie del lecho artificial. A pesardel cuidadoso proceso de construcción dela superficie experimental, se puso en evi-dencia la presencia de una tendencia line-al de las medidas microtopografía, en lasdos superficies estudiadas, la gruesa y lafina. Por ello el análisis de la estructurafractal se llevó a cabo para dos condiciones:a partir de los datos de microrrelievemedidos directamente con sensor láser yuna vez retirada la tendencia de los mis-mos.

Finalmente, la distribución espacial dela intensidad, y en consecuencia la energíacinética, de la lluvia simulada, puede noser totalmente uniforme, lo que podríaoriginar cierta heterogeneidad durante laevolución de las superficies iniciales.

AANNAALLIISSIISS FFRRAACCTTAALL

Una vez efectuado el análisis crítico delmétodo de medida y de la precisión de losdatos de altura obtenidos, se lleva acabo elestudio fractal del microrrelieve inicial de

las dos superficies experimentales y de laevolución de las mismas, inducida por laenergía cinética de la lluvia.

En la figura 6 se puede observar, enrepresentación doble logarítmica, la rugo-sidad fractal, estimada mediante w(L), ver-sus la escala L, cuya relación viene dadapor la expresión (7), para el estadio inicialy sucesivos estadios de evolución de una delas superficies estudiadas, la mas gruesa.La escala de distancias presenta diversosordenes de magnitud, comprendidas den-tro del rango [3, 250] cuando se expresanen pasos, lo que equivale, (considerandoque la distancia media entre dos alturasdel mismo perfil es de 1,5 mm), a una cifraque oscila entre 4,5 y 375 mm.

Se aprecia que como resultado de larepresentación doble logarítmica del valorde w, (calculado como el valor medio de la

FFiigg.. 66 PPrroocceeddiimmiieennttoo ppaarraa llaa sseeggmmeennttaacciióónn ddee lloossrraannggooss ddee eessccaallaa ((ggrrááffiiccoo ddee WW ((rruuggoossiiddaadd))vveerrssuuss eessccaallaa ppaarraa llaa ssuuppeerrffiicciiee ggrruueessaa)).. RR11rreeggiióónn aaffeeccttaaddaa ppoorr iimmpprreecciissiioonneess ddeell eeqquuii--ppoo,, RR33 nnúúmmeerroo ddee mmuueessttrraass ppeeqquueeññoo.. RR22rreeggiióónn ddee mmaayyoorr sseegguurriiddaadd..


dispersión en torno a la recta ajustada a lospuntos experimentales dentro de cadaintervalo de escala mediante el algoritmoconsignado en la expresión (6)), versus laescala no se obtiene una pendiente unifor-me en los sucesivos segmentos analizados.Destaca también el notable paralelismo delos valores de w hallados para los sucesivosestadios de evolución de la superficie a lolargo de los diferentes intervalos de medi-da. Se comprueba de este modo que laregresión lineal entre log (w) y log (L) estálimtada a la parte central de la escala demedida utilizada y no se cumple ni paralos intervalos de medida menores ni paralos mayores.

En consecuencia se efectuó una parti-ción de la escala en tres porciones, como seesquematiza en figura 7. Este tipo derepresentación permite visualizar para querango de escalas se ajusta mejor la relación(7). Para intervalos de medida elevados,próximos ya a la longitud del perfil losresultados son menos precisos, debido alreducido número de datos experimenatalespuntuales con que se efectuan los cálculos.Para escalas inferiores a 6 mm, los resulta-dos ponen en evidencia la falta de homo-geneidad de los datos, que puede ser debi-da a la poca precisión del equipo utilizadoen este intervalo de medida, como se dis-cutió anteriormente. En consecuencia, elintervalo de medida o región que ofrecemayores garantías para determinar elexponente H se sitúa en la zona etiquetadacomo R2, comprendida entre 6 e 31,5mm.

En la figura 7 se representa, para lasdos superficies estudiadas, la gruesa y lafina, la relación lineal entre log (w) y log(L) en el intervalo de medida en el que se

asume que la estructura de la superficiepresenta comportamiento fractal. Las rec-tas ajustadas a los datos experimentalespresentaron coeficientes de correlaciónsiempre superiores a 0,98. La pendiente deestas rectas de regresión, de acuerdo conlas consideraciones teóricas antes expues-tas, equivale al exponente de Hurst, H.

Los valores del exponente H y de sudesviación típica calculados por regresiónse presenta en la Tabla 3; en los cálculos sehan tenido en cuenta todos los perfiles queforman una superficie, por lo que el expo-nente calculado se refiere a un perfil idealque representa a cada estado de evolución.En esta tabla también se presentan el valorde la dimensión fractal de la superficie,calculado a partir del exponente de Hurstmediante las expresiones (4) y (5). Estosparámetros se han calculado tanto para losdatos de altura iniciales, obtenidos direc-tamente por escaneado mediante láser,como para los datos residuales, que resul-tan de filtrar la tendencia lineal observadaen las superficies.

De la Tabla 3 se infiere, en primerlugar, la pequeña magnitud de los erroresdel exponente de Hurst, H, calculados apartir del error estandar de las rectas deregresión, que oscilan entre 0,007 y0,009. En esta tabla también se comprue-ba que las diferencias entre los valores delexponente H con y sin filtrado de tenden-cia son prácticmente similares, y no difie-ren significativamente. Cabe mencionarque la diferencia máxima calculada para elexponente H entre las dos series de datos(0,004) es menor que el valor mínimo delerror estandar de los ajustes por regresión(0,007).


El dato más revelador de la Tabla 3, sinembargo, es la importante diferencia entrelas dos superficies, por lo que respecta a losparámetros exponente de Hurst, H, ydimensión fractal, D. Para la superficiegruesa y fina se obtuvieron respectivamen-te valores medios de H de 0. 493 y 0,281y valores medios de D de 2,51 y 2,72 parala fina.

En la superficie con agregados demayores dimensiones el exponente deHurst presenta inicialmente valores delorden de 0,5, lo que significa que a la esca-la de medida no hay correlación entre pun-tos vecinos; la distribución de frecuenciasde las alturas sigue una distribución nor-mal. Por contra, en la superficie más fina,que carece de agregados de diámetro supe-

rior a 10 mm, el valor de H indica unacorrelación negativa entre alturas de pun-tos próximos, es decir en esta superficie seobserva antipersistencia. Por otra parte, alaumentar el intervalo de medida en lasuperficie más gruesa aumenta la diferen-cia de alturas, como cabe esperar de lasnotables diferencias de calibre entre losagregados de mayores y menores dimen-siones; en la superficie fina, por contra, lasdiferencias de diámetro de los agregadosson menos importantes, lo que se refleja enla menor pendiente de las rectas de ajustede la figura 7.

En relación con las diferencias entresucesivos estadios evolutivos de unamisma superficie se aprecian una tenden-cia general a la disminución del valor del

FFiigg.. 77 RRuuggoossiiddaadd ffrraaccttaall vveerrssuuss eessccaallaa ppaarraa llaass ssuuppeerrffiicciieess iinniicciiaalleess yy llooss ssuucceessiivvooss eessttaaddiiooss ddee eevvoolluuccóónniinndduucciiddooss mmeeddiiaannttee lllluuvviiaa ssiimmuullaaddaa..

parámetro H (y un aumento de la dimen-sión fractal D) conforme aumenta la preci-pitación, según los datos de la Tabla 3 y lafigura 8. En la superficie más gruesa, des-pués de 250 mm de lluvia acumulada elexponete de Hurst es 0,05 unidades infe-rior al de la superficie inicial, lo que supo-ne una disminución del 5%, mientras queen la superficie fina despues de 52,5 mmde precipitación el valor de H es 0,021unidades inferior al de la superficie inicial,con una disminución relativa del 2,1%. Lavariación más importante de la dimensiónfractal ocurre en los estadios finales, mien-

tras que en los estadios iniciales de evolu-ción se mantiene relativamente constante;de ello se deduce que con la cantidad deprecipitación aportada las superficies sepueden encontrar todavía lejos del equili-brio.

En definitiva, la disminución del valordel exponente H en función de la lluvia,después de una etapa inicial relativamenteestable, indica que este parámetro apuntaa la posibilidad de la utilización delmismo para caracterización la evolucióndel microrrelieve de la superficie del suelo


TTAABBLLAA 33.. RReessuummeenn ddee llooss vvaalloorreess ddeell eexxppoonneennttee HH,, llaa ddeessvviiaacciióónn eessttaannddaarr ddeell mmiissmmoo yy llaa ddiimmeennssiióónnffrraaccttaall,, DD,, ppaarraa llaass ddooss ssuuppeerrffiicciieess eessttuuddiiaaddaass,, aanntteess yy ddeessppuuééss ddee ssee ffiillttrraarr uunnaa tteennddeenncciiaa lliinnee--aall..

por acción de la energía cinética de la pre-cipitación.

El valor del exponemte H de la super-ficie más gruesa tiende a disminuir, con-forme evoluciona el lecho de siembra, lle-gando a alcanzar valores que indican corre-lación negativa (H< 1/2) entre vecinos.Dado que en la superficie más fina el expo-nente H inicial ya presentaba valoresmenores que 1/2 y continúa disminuyen-do, se puede admitir una relación entre latendencia a la reducción del exponente Hy la dinámica de los agregados. De estaforma se puede admitir que por acción dela energía cinética del agua de lluvia dis-minuye el microrrelieve de los agregadosde mayores dimensiones o, lo que es lomismo, que las diferencias de altura entrepuntos próximos tienden a reducirse.


Los datos de microrrelieve de la super-

ficie del suelo obtenidos mediante unequipo láser de alta resolución en dossuperficies que simulaban un lecho desiembra presentan estructura fractal en elintervalo de medidas comprendido entre 6y 31,5 mm.

A partir de medidas puntuales de altu-ra de la superficie inicial y de sucesivosestadios de evolución de la misma bajo laacción de la lluvia, se obtuvo una dimen-sión fractal media de 2,507 para el lechomás grueso y 2,719 para el más fino.

Al disminuir el microrrelieve del suelopor acción del agua de lluvia tiende aaumentar el valor de la dimensión fractaldel mismo.

AAggrraaddeecciimmiieennttooss:: Este trabajo se efec-tuó en el marco del Proyecto de la UniónEuropea FAIR1/ CT95/ 0458.


FFiigg.. 88 EEvvoolluucciióónn ddeell eexxppoonneennttee HH eenn ffuunncciióónn ddee llaa pprreecciippiittaacciióónn aaccuummuullaaddaa..


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EEllaabboorraacciióónn ddee mmooddeellooss ddee eelleevvaacciióónn ddiiggiittaalleemmpplleeaannddoo ttééccnniiccaass ggeeooeessttaaddííssttiiccaass yy ssiisstteemmaass

ddee iinnffoorrmmaacciióónn ggeeooggrrááffiiccaa

Using geostatistics and G.I.S., for DTM’sassessment

CACHEIRO POSE, M., VALCARCEL ARMESTO, M., VIEIRA, S. R., TABOADA CASTRO, M. T.

The main objective of this study was to examine topographical information by means of geos-tatistical techniques. Moreover, the spatial dependence of point measurements was used inorder to assist in making digital elevation models (DEM’s).The survey was conducted in cultivated land. Topographical data were measured for two diffe-rent fields which size is 2.24 Ha and 0.62 Ha using an Abney level. The continuity of the spatial distribution of point measurements has been evaluated using geos-tatistics. The analysed data sets showed a lineal trend. After removing the trend experimentalsemivariograms were calculated and scaled by dividing each of them by the value of their res-pective variances. Variogram models with small nugget effect and a spatial component descri-bed well the residual data resulting from trend removing. The curve fitting technique used toadjust models was jack-knifing. Effects of sampling density during data collection was criti-cally evaluated. Once topographical data were estimated on a fine grid through kriging, contour maps wereobtained and subsequently transported to the GIS. The methodology used to expand informa-tion from point to landscape with the geostatistical techniques has proved itself very useful.

KKEEYY WWOORRDDSS:: Geoestatistics, Kriging, GIS, DTM.

CACHEIRO POSE, M.; TABOADA CASTRO, M. T., (Facultad de Ciencias. Universidad de ACoruña. A Zapateira. 15071. A Coruña) VALCARCEL ARMESTO, M.(Escuela Politécnica Superior.Universidad de Santiago de Compostela. Avda. de Madrid s/n. 27002. Lugo), VIEIRA, S. R.(Seçãode Conservação do Solo. Instituto Agronômico. Caixa postal 28-13001-970, Campinas-SP.Brasil).


138 Cacheiro Pose, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 23 (1998)


Los modelos digitales del terreno(MDT) constituyen una linea de investiga-ción concreta dentro de la cartografía delterreno. El modelo básico y más conocidoes el modelo digital de elevaciones (MED),aunque la característica a representarpuede ser diferente de la altitud. Por lotanto esta metodología presenta interés encualquier disciplina que se ocupe del aná-lisis territorial, como la geomorfología, lahidrología, la edafología, la climatología,etc., constituyendo una valiosa herramien-ta informática para el análisis de la varia-bilidad espacial en las Ciencias de laTierra.

La altitud puede medirse directamen-te, mediante estaciones topográficas,empleando GPS o con altímetros aero-transportados. Los métodos directos sonmás precisos, pero por razones de accesibi-lidad y rapidez se utilizan muchas vecescomo un sistema de apoyo, y los datos dealtitud se obtienen con frecuencia a travésde métodos indirectos. Dentro de losmétodos indirectos, la opción más exten-dida es la digitalización de mapas topográ-ficos preexistentes, aunque existen otrasopciones como la restitución fotogramétri-ca a partir de de fotografías aéreas, de uti-lización limitada, debido a su coste.

Los campos más adecuados para la apli-cación de los MEDs son aquellos en dondela topografía del terreno juega un papeldeterminante. Estos modelos permiten enprimer lugar la descripción y cuantifica-ción de las características morfológicas delterreno y constituyen el punto de partidade análisis de riesgos naturales y de estu-

dios ambientales. Cuando se ha efectuadoun muestreo suficientemente denso, se hanpuesto en evidencia las posibilidades parauna descripción cuantitativa de las relacio-nes suelo-geomorfología.

En hidrología, a partir de las defincio-nes de línea de flujo y área tributaria sepueden delimitar automáticamente cuen-cas hidrográficas, modelizar caudalesmáximos o efectuar un análisis temporalde los mismos a partir de MEDs. Tambiénson útiles en el proceso de modelización dela escorrentía y los riesgos de erosión.

Son numerosas las aplicaciones encon-tradas en climatología, entre las que cabecitar el análisis de la variación de precipi-tación y temperatura en función de la alti-tud y localización o la construcción demodelos de insolación, radiación solar,evaporación y evapotranspiración.

A partir de los MEDs y modelos deri-vados es posible también realizar clasifica-ciones. Se trata de un proceso de síntesis,en el que se pierde mucha información,pero que facilita el análisis.

Los MED se encuentran en pleno desa-rrollo y aún quedan problemas por solven-tar, principalmente la estructura idónea delos datos de entrada y la interpolación delas medidas experimentales, buscando uncompromiso entre exactitud, resoluciónespacial y facilidad de operación. Para tra-tar la elevación del terreno, ha sido diseña-da especialmente una estructura denomi-nada TIN (Triangulated IrregularNetwork) que permite tratar e interpolarvalores distribuidos irregularmente, por loque se considera una estructura de tipovectorial, que codifica eficientemente latopología. Sin embargo, las estructuras enque los valores se distribuyen regularmen-

CAD. LAB. XEOL. LAXE 23 (1998) Elaboración de modelos de elevación 139

te, tipo raster, aunque menos compacta,presenta ventajas como la eficiencia en eltratamiento de imágenes digitales y sunayor versatilidad para la integración enun sistema de información geográfico(SIG).

Diversos autores (JOURNEL &HUIJBREGTS, 1978; SAMPER &CARRERA,1990; PAPRITZ & WEBS-TER,1995) admiten que las principalesventajas de la geoestadística frente aotros métodos de interpolación son: 1)las estimas obtenidas no tienen sesgo; 2)es un método exacto, es decir, el valorestimado coincide con el muestral en lospuntos de interpolación; 3) permitedeterminar la precisión de las estimas y4) los errores de estimación son mini-mizados. En comparación con otras téc-nicas de interpolación la geoestadísticapresenta requerimientos altos de cálcu-lo; por otra parte, el análisis medianteeste método de la dependencia espacialde una variable del medio físico puedeverse limitado cuando la toma de datosintensivos de la misma no es posible opresenta limitaciones.

En este trabajo se presenta una meto-dología para elaborar un MED de eleva-da resolución espacial, a partir de lainformación de alta calidad, obtenidadirectamente mediante una estacióntopográfica. El método utilizado combi-na el uso de un SIG, tipo raster, y lainterpolación espacial mediante herra-mientas geoestadísticas. Se presentan losresultados obtenidos para dos parcelas decultivo, consideradas por sus dimensio-nes representativas para muchas comar-cas de la Comunidad Autónoma de

Galicia, en las que se registraron impor-tantes episodios erosivos.


Se estudiaron dos parcelas situadas enel Centro de Investigaciones Agrarias deSan Tirso de Mabegondo, Abegondo, ACoruña, de 2,24 Ha (parcela 1) y 0,62 Ha(parcela 2) de extensión.

Los datos topográficos se obtuvieroncon una estación total (Sokkia SET5A),siendo éstos del tipo x,y,z. En la parcela 1la densidad de muestreo fue de 930 pun-tos/Ha, y en la parcela 2 de 908 pun-tos/Ha. El levantamiento se efectuó en unmomento en que las dos parcelas presenta-ban surcos de erosión, cuyo microrrelievetambién forma parte de la base de datos.

AAnnáálliissiiss ggeeooeessttaaddííssttiiccoo

Para el análisis de la variabilidad espa-cial de los datos obtenidos con la estacióntotal, se utilizaron técnicas de geoestadís-tica descritas en VIEIRA et al., (1983).

El primer paso para el análisis geoesta-dístico consiste en verificar si el sistema demuestreo utilizado ha permitido o noponer en evidencia la existencia de depen-dencia espacial. Para ello se estima elsemivariograma experimental, γ*(h),mediante la ecuación:

(1)

en donde N(h) representa el número depares de valores medidos [Z(xi), Z(xi+h)]separados por un vector hh. Los valores de xi

e xi+h son definidos de acuerdo con las


posiciones de los datos muestrales.Dependencia espacial, significa, en otraspalabras, autocorrelación, es decir, ladependencia del valor de una variable enun punto del de sus vecinos. Esta caracte-rística está expresada en la ecuación (1)como la diferencia [Z(xi)-Z(xi+h)].Asumiendo que la variación es indepen-diente de la dirección, se puede utilizar enlos cálculos el módulo del vector hh, queequivale a la distancia de separación entremuestras.

Una vez calculado el semivariogramase dispone de pares de valores de semiva-rianza γ*(h) y de distancias, h, que se repre-sentan gráficamente tomando como orde-nadas los valores de la semivarianza ycomo abcisas las distancias. Al ajustar unaecuación a este gráfico se obtiene unmodelo de dependencia espacial o semiva-riograma teórico. Para propiedades quepresentan dependencia espacial se esperaque la diferencia entre los valores [Z(xi)-Z(xi+h)] crezca con la distancia hasta unpunto determinado, a partir del cual seestabiliza, con un valor denominado mese-ta, representado por el símbolo CC00++CC11,aproximadamente igual a la varianza delos datos. Esta distancia recibe el nombrede alcance, aa, y representa el radio de uncírculo, dentro del cual los valores de lapropiedad estudiada son tan similaresunos con otros que están correlacionados.El valor de la semivarianza en la intersec-ción del eje de ordenadas se denominaefecto pepita; su símbolo es CC00, y represen-ta la variabilidad de la propiedad estudia-da para distancias inferiores a la que sepa-ra muestras vecinas. Así, cuanto mayor esel efecto pepita, menor es la dependencia

espacial de una propiedad. Los parámetrosefecto pepita (CCoo), meseta (CCoo++CC11) y alcan-ce, aa se usan en las ecuaciones que descri-ben mediante modelos teóricos los semiva-riogramas; este procedimiento se discuteampliamente por VIEIRA et al., (1983).

Existen diversos modelos de semivario-grama: lineal, esférico, exponencial... Eneste trabajo los datos experimentales detopografía se ajustaron a un modelo gaus-siano, cuya expresión es :

(2)

Los fenómenos representados por estemodelo son continuos en todos los puntosy derivables en su mayoría, es decir, fenó-menos con oscilaciones suaves y mayorgrado de estructura espacial que en otrosmodelos.

Si existiese dependencia espacial, sig-nifica que los valores vecinos son tansemejantes entre sí, que es posible estimarvalores en cualquier punto en que la pro-piedad no fue medida usando el modelo dedependencia teórico. El valor estimado enuna posición, x0, se obtiene mediante :

(3)

en donde, Z(xi) es el valor medio en laposición, xi; li son los pesos relativos decada valor medido, y n es el número devalores medidos usados para estimar elvalor Z*(x0).

Las características más importantes quese exigen a un método de interpolaciónson que los valores estimados no estén ses-gados, que las diferencias medias entreéstos y los valores medidos sean nulas o


muy próximas a cero y que la varianza deestimación de los valores medios sea míni-ma. Al imponer estas condiciones en la

ecuación (2) se obtiene un sistema de ecua-ciones, conocido como ecuaciones de kri-geado:

en donde γ(xi,xj) es la semivarianza estima-da usando el modelo teórico de semivario-grama ajustado a los valores experimenta-les, que corresponde a la distancia entre lospuntos localizados en la posición xi y xj yγ(xi,xo) es la semivarianza correspondientea la distancia entre los puntos localizadosen la posición xi y x0. La solución del siste-ma de ecuaciones de krigeado (4) genera Nvalores de pesos l y un valor del multipli-cador de Lagrange, m, asociado al procesode minimización de la varianza.Sustituyendo los valores de los pesos, li, enla ecuación (3) es posible estimar los valo-res en cualquier posición, x0, del espaciomuestreado. La utilización de los valoresinsesgados y con varianza mínima, obteni-dos por krigeado permite construir mapasde isolíneas o mapas tridimensionales parael examen y la interpretación de la variabi-lidad.

Identificación y filtrado de una tendencia

En ciertos casos, las variables regionali-

zadas no presentan estacionalidad, y enconsecuencia el semivariograma no alcan-za una meseta estable. En estas circunstan-cias, a veces, se puede identificar una ten-dencia y descomponer la variable en doscomponentes:

(5)

donde m(x) es la tendencia o deriva y R(x)es el residuo. La tendencia dependeráexclusivamente de la posición del punto,con lo cual la componente aleatoria quedaplasmada mediante el residuo.

La variable regionalizada en este caso esuna función de dos variables, y la tenden-cia tendrá que ser fijada con el fin de res-tarla a la variable inicial y así obtener elresiduo, R(x).

La expresión utilizada en este trabajopara filtrar la tendencia fue la lineal:

(6)

Lógicamente, se pueden usar otrasexpresiones, sobre todo cuando existe unbuen conocimiento del fenómeno a estu-diar; en este caso también se utilizó un fil-trado parabólico y cúbico, obteniéndosepeores resultados.

En general, la elección del modelo detendencia a filtrar se lleva a cabo ajustan-do por mínimos cuadrados cada uno de losmodelos considerados y eligiendo aquelque proporcione una correlación más alta.Además, el semivariograma de los residuosdebe mostrar una estructura espacial másfuerte que cuando no se considera tenden-cia. El siguiente paso consiste en restar a lamedida efectuada en cada punto su ten-dencia, para obtener los residuos. Con los

(4)


residuos se efectúa posteriormente el trata-miento usual (cálculo del semivariograma,ajuste, krigeado, etc.).

Para obtener, finalmente, el mapa delas estimaciones, es necesario sumar o res-tar la deriva a los datos de krigeado, esdecir:

(7)

donde R*(x,y) es la estimación del residuoresultante del krigeado.

Escalamiento del semivariograma

Para comparar semivariogramas dediferentes propiedades se pueden referir ala misma escala dividiendo cada uno de losvalores por la varianza de los datos mues-trales. De este modo la meseta de los dife-rentes semivariogramas tiende a 1,0 ytodos pueden ser representados en elmismo gráfico. Toda vez que un semiva-riograma describe la variabilidad espacialde los datos, la proximidad entre unos yotros, cuando se refieren a una escalacomún, indica la similitud del modo enque las propiedades estudiadas varíanespacialmente.

Jack-knifing

El Jack-knifing es un método de vali-dación del ajuste del semivariograma basa-do en la eliminación de cada punto mues-tral y en su posterior estimación por kri-geado a partir de los puntos muestralesvecinos. Lo original de este método es quela anterior estimación se hace con variasposibilidades en cuanto al número de veci-nos utilizado (para este caso particular:

4,8,12,16,20 y 24 vecinos), y posterior-mente se estudia cual de esos númeroshace mínimos unos parámetros estadísti-cos de testado. Así el método del Jack-kni-fing no sólo informa de la bondad del ajus-te del semivariograma sino que tambiénayuda a elegir el número óptimo de veci-nos a usar en el krigeado. Los criterios detestado a estudiar serán: pendiente de larecta de regresión, coeficiente de correla-ción, media y varianza de los errores abso-lutos, media y varianza de los errores rela-tivos.

CCoonnssttrruucccciióónn ddee uunn mmooddeelloo ddee eelleevvaa--cciióónn ddiiggiittaall ((MMEEDD)) mmeeddiiaannttee ssiisstteemmaassddee iinnffoorrmmaacciióónn ggeeooggrrááffiiccaa ((SSIIGG))

La compatibilización e incorporaciónde datos cuantitativos a los sistemas deinformación geográfica (SIG), que partende la información proporcionada por car-tografías temáticas, permite construirbases de datos georeferenciadas con enor-mes posibilidades para el tratamiento de lavariabilidad espacial. Mediante un SIGpuede abordarse una modelización des-criptiva y también pueden elaborarsemodelos predictivos. (TOMLIN, 1990).

Hay dos aproximaciones fundamenta-les a la representación del componenteespacial de la información geográfica: elmodelo vectorial y el raster (ARONOFF,1989). En el modelo vectorial los objetos ylas condiciones del mundo real son repre-sentados por los puntos y líneas que defi-nen sus límites, como si estuvieran siendodibujados en un mapa.

En el modelo ráster el espacio estáregularmente subdividido en celdas (gene-


ralmente de forma cuadrada). Cuanto másdensa sea la malla mayor resolución ten-drá, más información se tratará y mejorserá la exactitud de la variable a represen-tar, en este caso la altitud. La localizaciónde objetos o condiciones geográficas estádefinida por la posición de las celdas en lafila y la columna que ocupan .Actualmente, comienzan a reconocerse lasventajas de los denominados SIG rástersobre los vectoriales a la hora de modelizarla variabilidad espacial de los sistemasnaturales (BURROUGH, 1993).

La unidad básica de información delMED es un valor de altitud (z), junto consus coordenadas (x,y). Las interrelacionesentre estas unidades elementales puedenrepresentarse de varias formas. Las estruc-turas de datos más usadas son de tipo rás-ter, concretamente las matrices regulares ylas TIN (triangulated irregular network).

En general, la descripción vectorial esmás adecuada para variables discretas y laestructura ráster se adapta mejor a larepresentación espacial de variables conti-nuas. No obstante, aunque los SIG tien-den a adoptar estructuras vectoriales, eltratamiento de los datos topográficos yotras variables continuas sigue haciéndoseen formato matricial. El SIG utilizado enel presente trabajo es el PCRaster (VANDEURSEN & WESSELING, 1995).

La secuencia básica del análisis de losdatos para los mapas topográficos resul-tantes de la interpolación del krigeadohecha mediante el SIG incluye, una vezobtenido el semivariograma teórico, lossiguientes pasos:

—Creación de un mapa base sobre elque se insertará el MED. En este mapa se

define el tamaño de la celdilla que conten-drá la información, y el contorno de la par-cela.

—Con los datos residuales, y con elsemivariograma teórico realizamos un kri-geado en bloques, obteniendo así un MEDde los residuos.

—A continuación se adiciona la ten-dencia, obteniendo así el MED de las par-celas.

—Se visualiza el modelo en ráster y seelabora la leyenda apropiada del mapa, enel modo de anotación de salida.

—Finalmente impresión del mapa conla leyenda correspondiente.


Se puso de manifiesto una importanteautocorrelación entre pares de puntos veci-nos, medidos con el equipo topográfico.Debido al relieve de las parcelas, en pen-diente más o menos acusada, previo alestudio del semivariograma, se llevó acabo una retirada de la tendencia de lascotas. Se ensayaron tres funciones diferen-tes: lineal, parabólica y cúbica, observán-dose unos mejores resultados con la fun-ción lineal.

Se calculó el semivariograma de losresiduos. Para asegurar que el comporta-miento del semivariograma no es debido ala variación en el número de pares, (a par-tir de cierta distancia se aprecia un descen-so en el número de pares que interviene enel cálculo de cada intervalo del semivario-grama) se ha elegido como distancia máxi-ma de comparación aquella, a partir de lacual, este número desciende de formabrusca. En este caso se usan 120 m en laparcela 1 y 70 m en la 2.


Se aprecia una fuerte dependencia espa-cial en los semivariogramas (figura 1 ), conun efecto pepita próximo a 0. Hay un fuer-te ascenso de la varianza a medida queaumenta la distancia entre puntos hastallegar a 95 m en la parcela 1 y 30 m en la2, momento en que comienza a descender.Se observa un incremento más fuerte de lavarianza de la parcela 2, posiblementedebido a que ésta tiene un pendientemedia más fuerte, un 13,09% frente al6,10% de la parcela 1.

En la meseta del semivariograma de laparcela 1, se aprecia una discontinuidad a100 m, posiblemente debida a que en estasuperficie existen subparcelas de 1 Ha deextensión, con caminos entre ellas. Éstosfueron topografiados con bastante detalle,y pueden provocar estas discontinuidades.

A estas distribuciones experimentalesse les ajustó un modelo gaussiano con unefecto pepita de 0,04, meseta de 0,83 yalcance de 95 para la parcela 1, y un efec-to pepita de 0,011, meseta de 0,18 yalcance de 30 para la parcela 2. Los datosexperimentales y los modelos teóricos dela figura 1, han sido escalonados.

El bajo valor del efecto pepita indica lavalidez del método para explicar la mayorparte de la varianza muestral, ya que estevalor representa tan solo el 4,8% de lavarianza en la parcela 1 y el 6,1 % en la 2.

De los resultados del Jack-knifing(figura 2) se desprende que el modelo ajus-tado explica bien la distribución de lavarianza. Como se ha señalado, el Jack-knifing nos sirve para averiguar cuál es elnúmero de vecinos ideal para el cálculo dela altura de un punto de valor desconocidomediante krigeado. Éste debe ser estimadocomparando todos los resultados. En este

caso, este número ideal se sitúa en 24 veci-nos para las dos parcelas, ya que éste es elpunto en que todos los parámetros alcan-zan un valor más cercano a su óptimo. Enefecto se comprueba que la media de erro-res absolutos en las dos parcelas es prácti-camente cero cuando se consideran 24vecinos.

Otro criterio considerado como decisi-vo por muchos autores, la varianza de loserrores relativos, está más próximo a unoen las dos parcelas efectuando krigeadocon 24 vecinos.

Este resultado de Jack-knifing puededeberse a la gran densidad de medidaspuntuales de modo que la altura en cadapar x,y está relacionada con un númerogrande de vecinos.

Una vez obtenido y testado el semiva-riograma teórico, se introducen los datosen el SIG (tipo de modelo ajustado, efectopepita, meseta, alcance y número de veci-nos), se introduce el tamaño de la celdilla(en este caso 5x5 m), y se realiza el krige-ado en bloques de los residuos. Con él seobtiene un MED, al que se le adicionará latendencia retirada con anterioridad, obte-niendo así el MED de las parcelas (figuras3 y 4). El relieve en la parcela 1, es pocoacusado, variando su altura entre 105,74 y91,05 m. Se deduce de la forma del terre-no, que el agua de escorrentía tendrá sólouna salida. En la parcela dos la pendientees más acusada, variando su altitud entre100,43 y 91,27 m. En esta parcela por elcontrario, el agua de escorrentía tendrámás de una salida.

Otra ventaja de utilizar las técnicas deinterpolación mediante krigeado reside enel hecho de que se pueden conocer lavarianza de los errores de estimación.


Finalmente las aplicaciones más ele-mentales de los MED conducen a unacaracterización primera del relieve, de uti-lidad para posteriores estudios, por ejem-plo los relacionados con la producción deescorrentía y erosión.

Utilizando los algorítmos correspon-dientes se pueden generar modelos deaspectos fisiográficos como por ejemplopendiente, orientación, etc.

En la figura 5, a título de ejemplo, sepresenta el mapa de gradientes de pen-dientes de la parcela 2, en la que se puedever que a pesar de sus reducidas dimensio-nes, el modelo usado proporciona unaresolución suficiente para representar valo-res de pendiente.

En la figura 6 aparece representado elmodelo de drenaje y de los probables cur-sos en que se concentra la escorrentía en la

parcela 2. Es un mapa en donde aparecenel número de celdas que drenan a unacelda dada. Da una idea del trazado de loscursos de agua, que tenderá a discurrir porlas celdas con un valor mayor. Así se puedeobservar que hay tres cursos principalesque cruzan la parcela, dividiéndose en sur-cos más pequeños.


A partir de datos topográficos medidosen dos parcelas de cultivo, se puso en evi-dencia que los semivariogramas de losdatos de altura se ajustaban a un semiva-riograma gaussiano, lo que demuestra lacontinuidad de los mismos.

Utilizando la información contenida enlos semivariogramas teóricos se elaboró un


FFiigg.. 11.. SSeemmiivvaarriiooggrraammaass mmuueessttrraalleess eessccaalloonnaaddooss yy mmooddeellooss tteeóórriiccooss aajjuussttaaddooss aa llooss mmiissmmooss..


FFiigg.. 22.. AAnnáálliissiiss ddee llaa bboonnddaadd ddeell aajjuussttee,, eenn bbaassee aa llooss ccrriitteerriiooss ddee llaa ttééccnniiccaa ddee ««JJaacckk--kknniiffiinngg»»..


FFiigg.. 33.. MMEEDD ppaarrcceellaa 11..

FFiigg.. 44.. MMEEDD ppaarrcceellaa 22..


FFiigg.. 55.. MMaappaa ddee ggrraaddiieennttee ddee ppeennddiieenntteess ddee llaa ppaarrcceellaa 22..

FFiigg.. 66.. MMaappaa ccoonn ddiirreecccciioonneess pprreeffeerreenncciiaalleess ddee ddrreennaajjee ddee llaa ppaarrcceellaa 22..

MED de las dos parcelas, que describe elrelieve con suficiente precisión para diver-sos usos, en particular el estudio de la ero-sión.



ARONOFF, S. 1989. Geographic information systems: a management perspective. WDL Publications, Ottawa.BURROUGH, P. A. 1993 The technologic paradox in soil survey: new methods and techniques of data cap-

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RReellaacciióónn eennttrree íínnddiicceess ddee rruuggoossiiddaadd:: ttoorrttuuoossii--ddaadd,, ppeennddiieennttee llíímmiittee,, ddiissttaanncciiaa llíímmiittee yy rruuggoo--

ssiiddaadd aalleeaattoorriiaa

Relations between roughness indices: tortuo-sity, limiting slope, limiting difference and

random roughness

LADO LIÑARES, M., TABOADA CASTRO, Mª M. Y DIEGUEZ VILLAR, A.

Soil surface roughness is one of the parameters influencing runoff generation. Anamount of 137 roughness measurements under different conditions of tillage and cropwere made from March, 1997 to April, 1998. A pinmeter was used for this pourpo-se. After trend removal, four roughness indices: tortuosity, random roughness, limi-ting slope and limiting difference were calculated. Limiting difference and randomroughness showed the highest correlation, followed by tortuosity and limiting slope.

KKeeyy wwoorrddss:: Microrrelief, pinmeter, random roughness, tortuosity, geostatistical indices.

LADO LIÑARES, M., TABOADA CASTRO, Mª M. Y DIEGUEZ VILLAR, A. (Facultad de Ciencias,Universidade da Coruña, A Zapateira , 15071 A Coruña).


152 Lado Liñares, et al. CAD. LAB. XEOL. LAXE 23 (1998)


La rugosidad del suelo es un factorimportante que condiciona la formaciónde escorrentía en terrenos de cultivo. Porun lado, la existencia de un microrrelievebien desarrollado retarda el proceso desellado y formación de una costra superfi-cial, lo que favorece la capacidad de infil-tración del suelo (HELMING et al, 1992).Por otro lado, las microdepresiones de lasuperficie funcionan como almacén tem-poral del exceso de agua cuando la intensi-dad de la precipitación supera la capacidadde infiltración (DEXTER, 1977; MOOREand LARSON, 1979; MITCHELL andJONES, 1976).

Por tanto, para poder estudiar y prede-cir la formación de la escorrentía (que esuno de los factores claves en los procesoserosivos) es necesario conocer los factoresde que depende la configuración de lasuperficie del suelo y su variación tantoespacial como temporal.

Si bien en un principio la descripciónde la rugosidad se realizó de forma cualita-tiva, la necesidad de una caracterizaciónobjetiva y la utilización de este parámetropara predecir la infiltración o la retenciónde agua en microdepresiones hizo necesa-ria la elaboración de índices para su cuan-tificación.

Uno de los primeros índices cuantitati-vos utilizados fue propuesto por KUIPERS(1957). Posteriormente, ALLMARAS et al.(1966) definió un índice llamado rugosidadaleatoria (RR) como el error estándard de loslogaritmos de las alturas tras retirar el efec-to del laboreo y la pendiente. Estos primerosíndices son puramente estadísticos, por loque tienen el inconveniente de que no ofre-

cen una interpretación física acerca de la dis-tribución espacial de la rugosidad y depen-den de la función de distribución de losdatos. Para paliar este defecto han aparecidonuevos índices con base física para la carac-terización de la rugosidad (RÖMKENS andWANG, 1986; 1987), entre los que desta-can la distancia límite y la pendiente límitepropuestos por LINDEN and VANDOREN (1986).

El objetivo de este trabajo es presentarlos resultados de los índices de rugosidadobtenidos a lo largo de un año de estudio.Las medidas se realizaron con un asperíme-tro en diferentes parcelas sometidas a dis-tintas condiciones de laboreo, cultivo yestado de la superficie.


En el presente trabajo se realizó untotal de 137 medidas de rugosidad super-ficial repartidas en cuatro zonas diferen-tes: el Centro de Investigaciones Agrariasde Mabegondo (Abegondo-A Coruña), laexplotación agropecuaria El Abelar(Abegondo-A Coruña), la casa grande deLóngora (Oleiros–A Coruña), y dos parce-las de cultivo situadas en la parroquia deLiñares (Culleredo-A Coruña). El períodode estudio comprendió desde marzo de1997 hasta abril de 1998. Las experien-cias se realizaron cubriendo un amplioespectro de condiciones tanto de laboreoy cultivo como de evolución de la super-ficie del suelo que finalmente fueronagrupadas en tres categorías: superficiescultivadas, superficies de pradera, ysuperficies sometidas a laboreo primario.

Para la realización de las medidas seempleó un asperímetro, que permite la

CAD. LAB. XEOL. LAXE 23 (1998) Relación entre índices de rugosidad 153

toma de un número variable de datos pun-tuales de altura a lo largo de un perfil conuna separación entre ellos de 2 cm (LADOy TABOADA, 1998). De ello resultanredes de muestreo bidimensionales forma-das por perfiles paralelos separados entre sípor distancias regulares. El número deperfiles que se tomaron en cada medidacomenzó siendo de 14 perfiles espaciadospor 10 cm entre sí, pero posteriormente seamplió a 28 perfiles separados por 5 cm.

Previamente al cálculo de los índices sesepararon las componentes orientada(debida a la pendiente y el laboreo) y alea-toria (debida a la distribución de los terro-nes y agregados) de la rugosidad, ya queesta última es la empleada para la caracte-rización (BERTUZZI et al,1990). Paraseparar ambas componentes se filtró latendencia de los datos, y se consideró quela rugosidad aleatoria está constituida porlos residuos resultantes. Las superficiesempleadas para el filtrado de los datos ori-ginales fueron lineares (orden 1), parabóli-cas (orden 2) o cúbicas (orden 3).

Los índices de rugosidad calculados apartir de los datos residuales fueron:

RRuuggoossiiddaadd aalleeaattoorriiaa ((RRRR))..-- Se haempleado el criterio de CURRENCY andLOVELY (1970), que la definen como elerror estándar de los residuos

donde Zi = altura en cada punto.Z= media de las alturas.N = número de puntos.

PPeennddiieennttee llíímmiittee ((LLSS)) yy ddiissttaanncciiaa llíímmii--ttee ((LLDD))..-- Estos índices parten del cálculo

del semivariograma de primer orden de losdatos de altura para sucesivas distancias

donde: Zi = altura en cada punto.Zi+h = altura en un punto situado

a una distancia h de Zi.n = número de datos.

Tras retirar la orientación del microrre-lieve debida al laboreo y a la pendiente dela superficie medida, Linden y Van Dorenhallan una relación lineal entre las inversasde la distancia y la diferencia media dealturas

La distancia máxima de comparaciónde los valores del semivariograma de pri-mer orden se limita a 20 cm, que consti-tuye el rango en que la regresión entre lasinversas de la diferencia de alturas y la dis-tancia es mayor (LINDEN and VANDOREN, 1986). Los parámetros a y b secalculan mediante análisis de regresión y apartir de ellos se definen los índices dife-rencia límite (LD) y pendiente límite (LS)como

y

LD proporciona información acerca delas características del microrrelieve a gran-des distancias, y a medida que ésta aumen-ta, su valor es similar a la desviación típicade los valores de altura. Por su parte, LScaracteriza la rugosidad a cortas distancias,y su valor se aproxima a la relación DZ/DXcuando DX tiende a 0.


Las ventajas de estos índices consistenen que proporcionan una buena descrip-ción de la rugosidad, y no dependen de lafunción de distribución de los datos.Además poseen un sentido físico y unabuena sensibilidad a variaciones en larugosidad.

ÍÍnnddiiccee ddee ttoorrttuuoossiiddaadd ((TT))..-- Para el cál-culo de la tortuosidad se ha empleado elíndice propuesto por BOIFFIN (1984)para transectos longitudinales:

donde T = tortuosidadL = longitud del perfilL0 = longitud de la proyección

horizontal del perfil


En la tabla 1 se pueden ver las princi-pales características de las medidas derugosidad realizadas. El número total deparcelas utilizadas en el estudio fue de 26,repartidas de la siguiente forma: 2 en laparroquia de Liñares, 5 en la granja agro-pecuaria El Abelar, 1 en la Casa Grande deLóngora, y 18 en el Centro deInvestigaciones Agrarias de Mabegondo.

El número total de puntos muestreadosen cada medida varió entre 702 y 2212 enfunción del número de perfiles y el núme-ro de puntos por perfil empleados.

Las superficies empleadas para el filtra-do de la tendencia fueron en su mayorparte cúbicas, ya que fueron las que mejorse ajustaron a los datos originales. Sinembargo, sería necesario comprobar que elfiltrado con este tipo de superficie nogenera artificios que distorsionan el valor

real de la rugosidad, ya que el efecto dellaboreo puede no ser eliminado, o puedenser eliminadas características de la rugosi-dad que no son debidas a la pendiente o ellaboreo.

La mayor parte de las medidas se reali-zaron tomando los perfiles en sentido per-pendicular a la dirección del laboreo, aun-que en algún caso se realizaron medidas ensentido paralelo y perpendicular para ana-lizar el efecto de esta circunstancia sobre elcálculo de los índices.

Los resultados estadísticos de los dis-tintos índices de rugosidad se muestran enla tabla 2. Los índices RR, T, y LD poseenrangos de valores que siguen de mayor amenor el siguiente orden: laboreo prima-rio>cultivo>pradera. Sin embargo, en elcaso de LS el rango mayor lo presentan lassuperficies cultivadas (1.07), seguido delas superficies sometidas a laboreo prima-rio (0.92) y las de pradera (0.51).

LD es el índice que presenta un rangomayor en todos los tipos de superficie,seguido de RR, LS y T por este orden.

Respecto a los valores medios, en loscuatro índices la secuencia de estados demayor a menor valor sigue el siguienteorden: laboreo primario>cultivo>pradera.El índice LD posee los valores medios máselevados en todos los estados superficiales,seguido de RR, T y LS.

Los coeficientes de variación mues-tran que todos los índices excepto la tor-tuosidad presentan una gran variabili-dad. RR y T presentan su mayor variabi-lidad en las superficies sometidas a unlaboreo primario (34.36 y 8.20 % res-pectivamente), seguidas de las superfi-cies cultivadas (30.77 y 3.10 % respecti-vamente). La menor variabilidad aparece


TTAABBLLAA 11.. RReessuummeenn ddee llaass ccaarraacctteerrííssttiiccaass ddee llaass mmeeddiiddaass ddee rruuggoossiiddaadd rreeaalliizzaaddaass


TTAABBLLAA 11.. RReessuummeenn ddee llaass ccaarraacctteerrííssttiiccaass ddee llaass mmeeddiiddaass ddee rruuggoossiiddaadd rreeaalliizzaaddaass ((ccoonnttiinnuuaacciióónn))..


en las superficies de pradera (17.99 y1.97 %). LD posee mayor variabilidad en lassuperficies de cultivo (42.13%), seguidas delas superficies de laboreo (35.03 %) y las depradera (19.19 %). LS posee también lamayor variabilidad en las superficies de cul-tivo (40.96 %) seguidas de las de pradera(33.57 %). En este caso las superficies conmenor variabilidad son las sometidas a labo-reo primario (25.48 %).

Las superficies de pradera aparecencomo las más homogéneas. Su rango devalores es el menor en todos los índices(0.09 para T, 0.69 para LD, 0.38 para LS y0.61 para RR), así como sus valoresmedios (1.04 para T, 0.21 para LD, 0.38para LS y 0.16 para RR). También los coe-ficientes de variación menores se alcanzan

en este tipo de superficie (excepto en elcaso de LS, donde éste presenta un valormayor que las superficies de laboreo).

En cuanto a los índices, LD presenta unrango de valores mayor en todas la super-ficies (7.56 en superficies de laboreo pri-mario, 4.04 en superficies de cultivo, y0.69 en superficies de pradera). Además,sus valores medios son mayores que los delresto de los índices, así como sus coefi-cientes de variación (excepto en el caso delas superficies de pradera, donde LS poseeun coeficiente de variación mayor). Esto loconvierte en el índice coN mayor capaci-dad de discriminación entre distintos esta-dos superficiales, y por tanto el más ade-cuado para la caracterización de la rugosi-dad.

TTAABBLLAA 22.. DDaattooss eessttaaddííssttiiccooss ddee llooss íínnddiicceess ccaallccuullaaddooss..


LS muestra un comportamiento dife-rente al del resto de los índices: el rangomayor de valores aparece en las superficiesde cultivo (1.07). Además, muestra unaelevada variabilidad en superficies de pra-dera en comparación con los otros índices(33.57 %), mientras que las superficiessometidas a laboreo primario aparecencomo las más homogéneas (25.48 %). Estopone en duda su idoneidad como caracte-rizador único de estados superficiales, almargen de su posible significado físico.

Los bajos valores de tortuosidad debentomarse con precaución, ya que por defini-ción, el valor más bajo que puede tener latortuosidad es 1, mientras que los otrosíndices parten de valores mínimos de 0. Siconsideramos el coeficiente de variación dela tortuosidad como la relación entre sudesviación típica y la proporción en que elperfil real supera su proyección, entoncesse produce un aumento de los coeficientesde variación. El valor mayor se obtiene enlas superficies de cultivo (48.96 %), segui-do de las superficies de pradera (48.40 %)y finalmente las superficies de laboreo sonlas de menor coeficiente de variación(40.71 %).

Los coeficientes de correlación calcula-dos entre los diferentes índices y para losdiferentes tipos de superficie pueden verseen la tabla 3. La mejor correlación la pre-

sentan RR y LD, ya que poseen coeficien-tes de correlación elevados en todos lostipos de superficie (0.90 en superficies cul-tivadas, 0.87 en superficies de pradera y0.94 en superficies con laboreo primario).Esto concuerda con lo encontrado por otrosautores (BERTUZZI et al, 1990), y esdebido a que poseen una significaciónsimilar (LINDEN and VAN DOREN,1986), ya que ambos caracterizan la rugo-sidad a largas distancias. La relación entreambos es linear (fig. 1).

La tortuosidad y la pendiente límite(fig. 5) poseen también una buena correla-ción en los tres estados (0.83 en superficiesde cultivo, 0.90 en superficies de pradera y0.86 en superficies con laboreo primario).Nuevamente esto es debido a que las carac-terísticas de ambos índices presentan simi-litudes (BERTUZZI et al, 1990).

Hay que señalar también las altascorrelaciones que posee la tortuosidad contodos los otros índices en las superficiessometidas a laboreo primario. Esto puededeberse a que en estas superficies elaumento de la tortuosidad esté provocadopor un aumento generalizado de la rugosi-dad tanto a pequeñas como a grandes dis-tancias.

Finalmente, se han comparado losresultados de los índices con los obtenidospor otros autores (BERTUZZI et al, 1990)

TTAABBLLAA 33.. CCooeeffiicciieenntteess ddee ccoorrrreellaacciióónn ccaallccuullaaddooss eennttrree llooss íínnddiicceess ddee rruuggoossiiddaadd..


que fueron calculados empleando un rugo-símetro basado en la desfocalización de unhaz de rayos láser al entrar en contacto conla superficie del suelo. Este tipo de rugosí-metro permite realizar medidas con unaresolución de 2mm, muy superior a la quese consigue con el asperímetro. Los valoresde los índices RR y LD de estos autoressuponen una pequeña porción del ampliorango de valores que se han obtenido en elpresente trabajo. Sin embargo, los valoresde LS y T posen un rango mayor. Es pro-bable que estos índices tengan una fuertedependencia de la escala de medida. Sinembargo, superficies con rango total dealtura tan elevado como son algunas de lasque se han analizado exceden el rango enque las medidas realizadas con el rugosí-metro láser son precisas. Sería necesario unestudio más profundo para encontrar unarelación entre los índices calculados porlos dos métodos.


Las superficies sometidas a laboreo pri-mario muestran los mayores rangos de valo-res en los índices RR, T y LD, así como losmayores valores medios en todos los índices.Las superficies de pradera aparecen como lasmás homogéneas, con el rango y los valoresmedios menores en todos los índices.

LD aparece como el índice de mayorcapacidad de discriminación entre distin-tos estados de la superficie del suelo, yaque posee los rangos, valores medios y coe-ficientes de variación más elevados.

Con los resultados obtenidos se puedeseñalar la existencia de dos tipos de índices.Por un lado están los índices RR y LD, quecaracterizan la rugosidad a largas distanciasy nos dan una idea de la magnitud de larugosidad, y por otro se encuentran T y LS,que presentan similitudes funcionales.Dentro de cada grupo, la correlación exis-tente entre los índices es elevada.


FFiigg.. 11.. RReellaacciióónn eennttrree llaa rruuggoossiiddaadd aalleeaattoorriiaa yy llaa ddiissttaanncciiaa llíímmiittee..

FFiigg.. 22.. RReellaacciióónn eennttrree llaa rruuggoossiiddaadd aalleeaattoorriiaa yy llaa ppeennddiieennttee llíímmiittee..


FFiigg.. 44.. RReellaacciióónn eennttrree llaa ddiissttaanncciiaa llíímmiittee yy llaa ttoorrttuuoossiiddaadd..

FFiigg.. 33.. RReellaacciióónn eennttrree llaa rruuggoossiiddaadd aalleeaattoorriiaa yy llaa ttoorrttuuoossiiddaadd..


FFiigg.. 66.. RReellaacciióónn eennttrree ppeennddiieennttee llíímmiittee yy ddiissttaanncciiaa llíímmiittee..

FFiigg.. 55.. RReellaacciióónn eennttrree ppeennddiieennttee llíímmiittee yy ttoorrttuuoossiiddaadd..


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

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

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

between Lugo and Ourense provinces (Galicia,NW Spain)

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

AABBSSTTRRAACCTT..

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


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

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

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

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

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

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


1. PPRREESSEENNTTAACCIIOONN

1.1. AAnntteecceeddeenntteess

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

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

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


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

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


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

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

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

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

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


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

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

1.2. EElleemmeennttooss mmoorrffoollóóggiiccooss ddeelláárreeaa eessttuuddiiaaddaa

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

1 2.1. Los elementos morfológicos sumergidos

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


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

1.2.2. Los elementos morfológicos emergidos

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

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

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


1.2.2.a. Los residuales montañosos

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

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

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

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

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

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

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

1.2.2.b. Las depresiones de alteración yfosas tectónicas

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

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


corrosión química o grabada, vaciada dealteritas por erosión fluvial.

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

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

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

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

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

2. LLAASS SSUUPPEERRFFIICCIIEESS DDEE AAPPLLAANNAA--MMIIEENNTTOO

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

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

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


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

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

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


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

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

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

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

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

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

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


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

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

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

2.4. EEll aappllaannaammiieennttoo ddee CCaassttrrooCCaallddeellaass ((RR11000000))

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

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

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

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


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

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

2.5. EEll aappllaannaammiieennttoo ddee BBaallddrriizz((RR880000))

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

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

Constituye una superficie contínua enambas márgenes del rio Miño, entre

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

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

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


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

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

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

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

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

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

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

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

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

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


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

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

3. LLAA RREEDD FFLLUUVVIIAALL

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

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

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

3.1. EEll rriioo SSiill ((ccuueennccaa mmeeddiiaa))

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


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

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

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

3.1.1. El Sector O Barco

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

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

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

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


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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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


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

3.1.2. El Sector Quiroga

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

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

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

3.1.3. El Sector Os Peares

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

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

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


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

Hay una franja del encajamiento en la

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

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


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

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

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

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

Entre Portomarín y Os Peares, el rio

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

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

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

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

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

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

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

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


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

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

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

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

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

3.2.1. El Sector Chantada

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

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

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

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

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

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


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

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

R400 T13, T14 T7

————————————————————

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

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

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

3.2.2. El Sector de Ourense

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

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

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

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

4. DDIISSCCUUSSIIÓÓNN FFIINNAALL

4.1. CCoonnssiiddeerraacciioonneess ggeenneerraalleess

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


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

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

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

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


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

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

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

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

que igualmente hace lo propio cerca de


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

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

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

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


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

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

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


4.2. PPrrooppuueessttaa ddee iinntteerrpprreettaacciióónneevvoolluuttiivvaa

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

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

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


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

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

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

5. CCOONNCCLLUUSSIIOONNEESS

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

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


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

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

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

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

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

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

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

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

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


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

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

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

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

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


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

66.. AAGGRRAADDEECCIIMMIIEENNTTOOSS

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



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DDaattooss ssoobbrree CCeerrvvuuss eellaapphhuuss ((CCeerrvviiddaaee,,AArrttiiooddaaccttyyllaa,, MMaammmmaalliiaa)) eenn ccaavviiddaaddeess ccáárrssttiiccaass

ddee GGaalliicciiaa ((NNWW EEssppaaññaa))

Data about Cervus elaphus (Cervidae,Artiodactyla, Mammalia) in carstic caves from

Galicia (NW Spain)

LOPEZ GONZALEZ, F. & GRANDAL D’ANGLADE, A.

AABBSSTTRRAACCTT

A review of the data about Cervus elaphus from galician caves is carried out in this paper. Someof these caves present a deposit of bone remains with anthropic origin, but one of them doesnot seen to have been originated by the human action. The abundance and the good preserva-tion of the material in this cave allow to study the structure of the population of Cervus elaphus.

KKeeyy wwoorrddss: Cervus elaphus, yacimientos cársticos, tafonomía, Pleistoceno superior, Galicia

LOPEZ GONZALEZ, F. & GRANDAL D’ANGLADE, A.(Instituto Universitario de Xeoloxía.Universidade da Coruña. 15071. A Coruña. España. Laboratorio Xeolóxico de Laxe. Fund. Isidro PargaPondal. 15168 O Castro, A Coruña. España).


202 López González & Grandal d’Anglade CAD. LAB. XEOL. LAXE 23 (1998)


La presencia de Cervus elaphus pleisto-cénicos en yacimientos cársticos aparecedocumentado con frecuencia en la CornisaCantábrica (ALTUNA, 1971, 1972, 1981,1990, 1992; CASTAÑOS, 1986;MARIEZKURRENA, 1983). Aunquetodos ellos tienen en común que la causade la acumulación de ciervos en cueva esdebida a la acción del hombre (y carnívo-ros en menos casos); sobre todo por tratar-se estos animales del aporte fundamentalde nutrientes de origen animal (ALTUNA& MARIEZKURRENA, 1984). Al sur denuestra comunidad, en Portugal, tambiénhay yacimientos cársticos (18) que entre sufauna incluyen restos de C. elaphus y no entodos ellos la ocupación humana fueimportante (CARDOSO, 1993, 1996). EnGalicia, esta especie está presente en variosyacimientos (figura 1) que se tratan a con-tinuación.

FFUURRAADDAA DDOOSS CCAASS ((VViillaammoorr,,MMoonnddooññeeddoo,, LLuuggoo))

Esta cueva no figura en el Inventario deCavidades Naturales de Galicia (MOSQUE-RA et al., 1995). La muestra ósea de estacavidad se corresponde a una pequeña partede la colección de VILLAAMIL Y CASTRO(1873) y se encuentra depositada en elMuseo Provincial de Lugo. Villaamil recono-ce la existencia de cierta estratigrafía al reali-zar la cata, por lo menos varios niveles deocupación humana y algunos estériles; perono se conserva ninguna descripción de lamisma. A pesar de los indicios arqueológicosno está demostrado que el hombre pudieseser el responsable de que los restos se encon-trasen allí. Tampoco hay ningún tipo deencuadre cronológico de los restos. Ademásde los 2 huesos determinados como pertene-cientes a C. elaphus, también se conservan 6de gran bóvido, 3 de Ursus arctos, 3 de Equuscaballus, 1 fragmento de un cráneo humano y3 fragmentos indeterminados (GRANDAL,1991).

Respecto de los huesos de ciervo, se tratade una epífisis proximal de una tíbia izquier-da (medidas en la tabla 1) y un fragmento deuna hemimandíbula derecha que todavíaconserva un molar poco gastado (DMD: 27,6mm y DVL: 15,5 mm; diámetro mesio-dis-tal y vestíbulo-lingual respectivamente) yotro en germen (GRANDAL, 1991).

PPRRAADDUUCCEELLOOSS ((SSuueeggooss,, PPooll,, LLuuggoo))

Se trata de un sistema cárstico fósil desa-rrollado en su mayor parte sobre roca caliza,aunque en la zona Norte existen intercalacio-nes con pizarras. La cavidad está práctica-mente colmatada de sedimentos de la fase

FFiigg.. 11.. LLooccaalliizzaacciióónn ddee llooss yyaacciimmiieennttooss ggaalllleeggoossccoonn pprreesseenncciiaa ddee CCeerrvvuuss eellaapphhuuss..

CAD. LAB. XEOL. LAXE 23 (1998) Datos sobre Cervus elaphus 203

final del cárst y sobre ellos se depositan losconos de derrubios de las dolinas que colap-saron. En estos depósitos se encontraron 3restos de C. elaphus, varios restos de granbóvido (3 de Bison sp y 16 de Bos sp), 2 deEquus caballus aff. gallicus (ALBERDI, 1985),varios fragmentos de metápodos y escápulasentre otras piezas de Equus caballus y un restode Sus scrofa (GRANDAL & VIDALROMANI, 1991). No hay ninguna asigna-ción cronológica para estos restos.

Los restos de C. elaphus se encuentranmuy fragmentados aunque no se documen-taron indicios de ocupación humana quepudiese explicar esta circunstancia. El pri-mero de ellos se trata de un fragmento dehemimandíbula derecha con el segundo y eltercer molar deciduales y el primer molariniciando la erupción. Este dato nos permi-te asignarle a este individuo una edad entre5 y 12 meses (SAENZ, LUCIO &PURROY, 1991). La longitud m2-m3 es de58.4 mm. Un fragmento de hemimandíbu-la izquierda que conserva los m1-m3 deci-duales muy desgastados. La longitud de laserie es de 53.2 mm. Y una tibia derechacuyas medidas se recogen en la tabla 1(GRANDAL & VIDAL ROMANÍ, 1991).

AA VVAALLIIÑÑAA ((BBoollaaññoo,, CCaassttrroovveerrddee,,LLuuggoo))

La cueva se encuentra a una altitud de620 m sobre el nivel del mar, en una zonade relieve suave y orientada al SW. El yaci-miento fue afectado por las actividadesextractivas de una cantera.

Los primeros restos fueron recogidos porVAZQUEZ SEIJAS (1966) y actualmente seencuentran depositados en el MuseoProvincial de Lugo. De este conjunto se iden-

tificaron 7 restos de C. elaphus, 15 de E. caba-llus, 5 de Vulpes vulpes, 3 de Capreolus capreolus,2 de gran bóvido, 1 de U. arctos y 1 de Susscrofa. No se dispone para estos restos de nin-gún contexto estratigráfico y únicamente seapunta la posible antigüedad de los mismos.

Los restos de C. elaphus recuperados fue-ron los siguientes. Dos fragmentos de asta, unfragmento de asta de desmogue que conservala roseta basal (de 51.4 mm de diámetromáximo) y el inicio del candil basal; una tibiaderecha cuyas medidas se recogen en la tabla1; un fragmento de escápula (medidas en latabla 2; la mitad distal de una tibia y un frag-mento distal de un húmero (medidas en latabla 3) (GRANDAL, 1991).

Posteriormente se realizaron dos campa-ñas de excavación en este yacimiento en lasque se recuperaron los restos recogidos en latabla 4, además de 1396 fragmentos indeter-minables. Todos los restos provienen del nivel1 (FERNANDEZ, 1989, 1991).

TTAABBLLAA 11.. MMeeddiiddaass ppuubblliiccaaddaass ppaarraa llaass ttiibbiiaassddee cciieerrvvoo ddee vvaarriiooss yyaacciimmiieennttooss ggaallllee--ggooss ((DDTT:: ddiiáámmeettrroo ttrraannssvveerrssaall mmááxxii--mmoo;; DDAAPP:: ddiiáámmeettrroo aanntteerrooppoosstteerriioorrmmááxxiimmoo.. MMeeddiiddaass eenn mmmm)) ((GGRRAANN--DDAALL,, 11999911;; GGRRAANNDDAALL && VVIIDDAALL,,11999911))..

————————————————————Furada Pradu- A Valiñados Cas celos

————————————————————Long. absoluta - 272,3 281,0DT proximal 84,8 77,9 64,2DAP proximal 72,3 - 63,9DT diáfisis - 32,6 34,6DAP diáfisis - 22,2 61,4DT distal - 49,6 -DAP distal - 35,5 -Dist. entre espinas 14,8 - -Altura tubero-

sidad. int. 46,1 - -Anch. escota-

dura proplítea 23,2 - -————————————————————


TTAABBLLAA 22.. FFrraaggmmeennttoo ddee eessccááppuullaa ((GGRRAANNDDAALL,,11999911))..

————————————————————(mm)

————————————————————Alt. foseta artic. 50,7Anch. foseta artic. 45,6Anch. máx. proceso artic. 67,8Diámetro cuello 45,4

————————————————————

TTAABBLLAA 33.. FFrraaggmmeennttoo ddee hhúúmmeerroo ((GGRRAANNDDAALL,, 11999911))..

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

(mm)————————————————————DAP diáfisis 33,0DT diáfisis 45,0DAP prox. 58,4DT prox. 61,4Alt. interna tróclea 43,3Alt. externa tróclea 27,9

————————————————————

El nivel 1 es de ocupación; aparecenumerosa industria lítica, marcas de corteen los huesos y el grado de fragmentación dela muestra ósea es muy elevado. Esto puedeayudar a explicar la presencia de C. elaphusen esta cavidad. Los restos determinadoscomo pertenecientes a esta especie fueron lossiguientes: un tercer premolar superiorderecho (DMD: 16.3 mm; DVL: 16.7 mm),un primer incisivo inferior derecho, un ter-cer premolar inferior izquierdo (DMD:15.75 mm; DVL: 7.25 mm), un primermolar inferior derecho (DMD: 22.6 mm;DVL: 13.5 mm) y tres premolares cuartosde leche también inferiores. En cuanto alesqueleto postcraneal se recuperaron: unfragmento de costilla, otro de escápula, unaprimera falange, un fragmento proximal defémur, un centrotarsal (Anch. máx.: 51), trescuneiformes, un fragmento proximal de unmetatarsiano (DAP: 34.4) y dos trozos dis-tales de un metápodo indeterminado (DT

dist: 40.1 y 38 mm; DAP prox.: 26.5 y 27mm) (FERNANDEZ, 1989, 1991).

TTAABBLLAA 44.. RReessttooss ddeetteerrmmiinnaabblleess rreeccuuppeerraaddooss eenn AA VVaalliiññaa ((FFEERRNNÁÁNNDDEEZZ,, 11998899,,11999911))..

————————————————————especie NR especie NR————————————————————Cervus elaphus 18 Vulpes vulpes 26Capreolus capreolus 20 Ursus sp. 14Bos/Bison 5 Crocuta crocuta 7Sus scrofa 2 Martes sp. 1Equus caballus 7 Castor fiber 1Dicerorhinus merckii 1 Lepus europaeus 24Canis lupus 1 Oryctolagus

cuniculus 98————————————————————

CCOOVVAA DDAA VVEENNTTAA ((FFuurrccoo,, BBeecceerrrreeáá,,LLuuggoo))

Tal y como pasaba para Furada dos Cas,esta cueva tampoco figura en el Inventario deCavidades Naturales de Galicia (MOSQUE-RA et al., 1995).De Cova da Venta se recu-peraron 2 restos de C. elaphus, 2 de un granbóvido y 1 de U. arctos, además de 7 restos noidentificados. Fueron recogidos por un autordesconocido y en fecha desconocida y no haydocumentado ningún dato acerca del contex-to estratigráfico en el que se encontraban loshuesos, encuadre cronológico ni sobre la pre-sencia o no de indicios de ocupación huma-na. Las piezas determinadas como de C. elap-hus fueron un premolar inferior poco gastado(DMD: 19.9; DVL: 9.8) y un molar inferiorsin desgaste (DMD: 22.3; DVL: 9.0)(GRANDAL, 1991).

LLIIÑÑAARREESS ((LLiiññaarreess,, PPiieeddrraaffiittaa,, LLuuggoo))

Liñares está situado en la provincia deLugo, al NW de la Península Ibérica, enuna zona orográficamente accidentada y a


una altura sobre el nivel del mar de 1.115metros. La cavidad tiene una topografíarectilínea con orientación al NE. El perfilde la cueva está claramente marcado porla estratificación del macizo rocoso. Setrata de calizas y pizarras intercaladasbuzando al W. La alteración preferente delos materiales pizarrosos y el diaclasadode la roca aceleran el derrumbamiento,sobre todo de la pared Oeste. De estemodo se configura una fisura principal dedisolución que se continúa por las cavida-des adyacentes.

La estratigrafía del relleno que colmatala fisura se caracteriza por su heterogenei-dad. Es de tipo coluvión y está sellado enla parte superior por un suelo estalagmíti-co de espesor variable. En el sedimentopredominan los materiales finos de tipoarcilloso, con cierta abundancia de cantoscon un rango de tamaños muy diverso y denaturaleza tanto caliza como pizarrosa.Hay puntos con niveles brechoides, sobretodo bajo el suelo estalagmítico (los pri-meros 40 cm) aunque en ningún caso estosniveles tienen una extensión definida niun límite neto.

LLaa ppoobbllaacciióónn ddee CCeerrvvuuss eellaapphhuuss

Estudio de la talla

Lo más destacable de la población deLiñares es la presencia de dos morfotiposde Cervus elaphus que difieren en la talla,estando mucho mejor representados los demayor talla que los ejemplares más peque-ños, por ser más abundantes o por razonestafonómicas que se describen más adelan-te. En la tabla 5 se recogen las abundanciasde ambos morfotipos, tanto referidas al

número total de restos como al númeromínimo de individuos (NMI), que se hacalculado a partir del resto más representa-do, en este caso, los cráneos.

TTAABBLLAA 55.. PPrrooppoorrcciioonneess eennttrree llooss ddooss mmoorrffoottii--ppooss ddee CCeerrvvuuss eellaapphhuuss ddee LLiiññaarreess..

————————————————————nº de restos (%) N.M.I. %

————————————————————morfotipo grande 627 (97.81) 15 83,33morfotipo pequeño 14 (2.18) 3 16,66————————————————————

En la figura 2 se observa la distribuciónde frecuencias de la circunferencia del pedí-culo del asta bajo la roseta. Se observan tresgrupos diferenciados, cada uno de ellos consu respectiva moda.Esta distribución parecealejarse de la interpretación inicial de los dosmorfotipos, e incluso podría ser vista comouna distribución normal pero con intervalosvacíos por la escasez de muestra. Sin embar-go, los restos del esqueleto postcraneal pre-sentan histogramas en los que se reconoceun morfotipo pequeño y otro grande clara-mente diferenciados (fig. 3).

Podría interpretarse, pues, que entre losciervos del morfotipo grande existe a su vezuna diferencia de robustez muy marcada enla región frontal, probablemente, debida aldistinto grado de desarrollo de las astas, queresponde a la edad del individuo.

Esta especie, como es sabido en laactualidad, presenta una gran capacidad deflexibilidad en su talla corporal. Por ejem-plo, los machos de ciervo que habitan hoydía en España o Escocia alcanzan un pesomáximo de unos 100 Kg, mientras que enzonas del Este de Europa (bosques deBulgaria) pueden superar los 250 Kg.

También en material no actual se ha


podido demostrar repetidamente que latalla aumenta cuando las condiciones cli-máticas son más rigurosas, y disminuyesustancialmente al pasar a un clima mástemplado y húmedo, al parecer cumplién-dose de modo ejemplar la Ley deBergman. (LAQUAY, 1981; DELPECH,1983; MARIEZKURRENA Y ALTUNA,1983; GUADELLI, 1987; CARDOSO,1993, 1996)

En algunos yacimientos franceses, porejemplo en Combe-Grenal, se han recupera-

do restos de ciervos de gran talla en estratoscorrespondientes a fases frías, mientras que latalla disminuye notablemente en los estratoscontemporáneos a fases más templadas(LAQUAY, 1981). También los estudios enciervos cantábricos muestran una progresivadisminución de talla desde el último períodoglaciar hasta el Holoceno (MARIEZKU-RRENA Y ALTUNA, 1983).

Desde luego es posible que dos pobla-ciones de talla diferente puedan habersesucedido en el tiempo si las condicionesclimáticas y la vegetación cambiaron, opueden haber vivido simultáneamente enregiones diferentes.

Sin embargo, algo bien distinto es laauténtica simpatría. LAQUAY (1981) haobservado en los niveles del «Würm anti-guo inferior» de Combe-Grenal y de Pechde l’Acé II la presencia de ciertos indivi-duos de talla grande junto con los de tallapequeña, dominantes en estos niveles. Taldiferencia de talla no puede ser achacada,según éste y otros autores (DELPECH,1983) al simple dimorfismo sexual. Estehecho hace proponer al autor la total coe-xistencia de dos morfotipos de ciervo detalla diferente, lo que parece estar corrobo-rado por los estudios previos de GERBER(1973) en yacimientos del Sudeste deFrancia. Esta teoría fue apoyada por diver-sos autores (DELPECH, 1983; GUADE-LLI, 1987; CARDOSO, 1993), si bien conlas reservas que impone la escasez delmaterial estudiado, entre el que apenas seencuentran restos craneales o de astas, queserían, según los citados autores, más sig-nificativos.

Ambos morfotipos fueron datados,obteniéndose unas edades que giran entor-no a los 38.000 años (GRANDAL et al.,

FFiigg.. 33.. DDiissttrriibbuucciióónn ddee ffrreeccuueenncciiaass ddeell ddiiáámmeettrrooaanntteerrooppoosstteerriioorr ddee llaa eeppííffiissiiss pprrooxxiimmaall ddeellrraaddiioo ddee CCeerrvvuuss eellaapphhuuss ddee LLiiññaarreess ..

FFiigg.. 22.. DDiissttrriibbuucciióónn ddee ffrreeccuueenncciiaass ddee llaa cciirrccuunnffee--rreenncciiaa ddeell ppeeddííccuulloo bbaajjoo llaa rroosseettaa eenn eell ccrráá--nneeoo ddee CCeerrvvuuss eellaapphhuuss mmaacchhooss ddee LLiiññaarreess..


1997) (tabla 6). Tanto unos como otrospudieron ser coetáneos si se considera elmargen que dan los intervalos de error decada datación.

TTAABBLLAA 66.. DDaattaacciioonneess ddee CCeerrvvuuss eellaapphhuuss ddeeLLiiññaarreess ((GGRRAANNDDAALL eett aall..,, 11999977))..

————————————————————Resto Edad 14 C AMS

(años BP)————————————————————

Cráneo 37.865 ± 2.070C. elaphus Cráneo >38.000morfotipo Cráneo >38.000grande Cráneo 37.320 ± 1.910

Cráneo >38.000Cráneo 37.690 ± 1.955

————————————————————C. elaphus Cráneo >38.000morfotipo Cráneo >38.000pequeño Cráneo >38.000

Cráneo >38.000————————————————————

También cabe la hipótesis contraria,dado que todos los individuos de tallapequeña superan el límite de datación dellaboratorio (38.000 años BP) y por tantopodrían ser mucho más antiguos. Paraconfirmarlo, se mandó un nuevo resto demorfotipo pequeño (un fragmento detibia con número de laboratorioBETA121831) a otro laboratorio, obte-niéndose un resultado infructuoso al noexistir suficiente cantidad de proteina enel hueso para realizar la datación. Estopuede interpretarse como que resto eramucho más antiguo y no se conservabasuficiente cantidad de proteína, o simple-mente que su estado de conservación noera el idóneo. Hay tres mediciones delmorfotipo grande que superan este lími-te, pero podría asumirse que rondan esa

edad dados los resultados de las otras tresdataciones cercanas.

Preservación de los restos

En general, los restos de ciervo tienenmuy buen aspecto. No hay ningún indicioque relacione la posible acción de cazado-res paleolíticos con la acumulación de res-tos de C. elaphus. Los huesos no están tra-bajados, ni presentan marcas de corte, niroturas para el aprovechamiento de lamédula.

Únicamente destacar la presencia demarcas de micromamíferos (LÓPEZ etal., 1997) y de carnívoros, aunque en pro-porciones muy bajas. Estas últimas semanifiestan en algunos huesos como sim-ples punteaduras entre 1 y 2 milímetrosde diámetro. En ningún caso se puededecir que existiese la acción de carroñeroso carnívoros que se alimentasen de losciervos.

Para estudiar el estado de conserva-ción, se establecieron cuatro clases: (A)en el caso de restos completos y excelen-te estado; (B) en buen estado a pesar deque pueda tener algun daño; (C) malestado, bien por tener su superficie muyalterada aunque conserve la forma gene-ral, o bien cuando presentan daños ofracturas de mayor importacia y, porúltimo, (F) en el caso de que el restotenga fracturas importantes o sea unpequeño fragmento de un hueso mayor,identificable o no.

Si atendemos al estado de conservaciónde cada pieza (tabla 7) se observa un claropredominio de los restos en mal estado(clases C y F); un 55,96% frente a un44,03% considerado en buen estado (cla-ses A y B).


TTAABBLLAA 77.. EEssttaaddoo ddee ccoonnsseerrvvaacciióónn ddee llaa mmuueess--ttrraa óósseeaa ddee LLiiññaarreess..

————————————————————buen estado (%) mal estado (%)

————————————————————Cráneos 1,05 1,40Mandíbulas 0,70 1,05Astas - 30,35Vértebras 15,96 2,46Costillas 0,70 13,33Escápula 1,58 2,46Pelvis 1,05 1,58Huesos largos 11,76 2,80Carpo y tarso 5,44 -Falanges 5,79 0,53————————————————————Total 44,03 55,96————————————————————

Pero este dato está muy distorsionadopor los restos de costilla y de las astas.Algunas de estas piezas se pueden llegar aidentificar como pertenecientes a unmismo resto, pero no suele ser posible sureconstrucción. El resultado es que sólocostillas y astas suponen más de las trescuartas partes de los huesos fragmentados.Excluyendo del estudio los datos de lasastas y las costillas, el resultado ya indicael buen estado de conservación de la mues-tra ósea, con un 77.92 % de los restos enbuen estado.

Este buen estado de conservación indi-ca que los huesos no se vieron afectadospor la actividad antrópica, o una acciónintensa por parte de carroñeros, ni por pro-cesos erosivos enérgicos, ni transportesprolongados (LOPEZ et al., 1997). En basea esto cabría esperar que los esqueletosestuviesen bastante completos, pero seobserva cierta anomalía en las proporcio-nes de determinadas piezas en función desu tamaño.

Los huesos pequeños (carpo, tarso yfalanges) aparecen en menor proporciónde la que cabría esperar si todos los

esqueletos se hubiesen conservado com-pletos. Por el contrario, el porcentaje delos restos de mayor tamaño supera alesperado para estas piezas. En este con-junto se incluyen los componentes delesqueleto cefálico (cráneo y mandíbulas),el esqueleto axial (vértebras, escápula ypelvis) y los huesos largos de las extremi-dades (húmero, radio, ulna, fémur, tibia ymetápodos). Este distanciamiento de lasproporciones respecto del valor esperadose recoge en la tabla 8.

TTAABBLLAA 88.. PPrrooppoorrcciioonneess eennccoonnttrraaddaass ppaarraa ccaaddaattiippoo ddee hhuueessoo ffrreennttee aa llaass qquuee ccaabbrrííaaeessppeerraarr ssii llooss iinnddiivviidduuooss aappaarreecciieesseennccoommpplleettooss eenn eell yyaacciimmiieennttoo..

————————————————————

% esperado % encontrado % encon-para un para morfo- trado para

individuo tipo de morfotipocompleto talla de talla

grande pequeña————————————————————Cráneo 0,89 3,82 27,27Mandíbula 1,78 2,54 -Vértebras 23,21 26,72 -Costillas 23,21 20,36 -Escápula 1,78 5,85 -Pelvis 1,78 3,82 -Huesos largos 16,07 19,84 72,73Articulares 9,82 7,89 -Falanges 21,43 9,16 -————————————————————

Para explicar esta pérdida de piezasdebemos atender a la morfología del yaci-miento. La acusada pendiente del suelo de lagalería en la que se encontraron los huesos,potenciado por un proceso de lavado super-ficial, provocaría la pérdida de los restos dereducida talla. La fisura actuaría en este casocomo un sumidero (LOPEZ et al., 1997).

Este fenómeno está más marcado en elcaso del morfotipo de talla pequeña del que,


de hecho, únicamente hay representaciónde las piezas más grandes del esqueleto (crá-neo y huesos largos de las extremidades)(ver tabla 8).

DDiissttrriibbuucciióónn ddee llaa ppoobbllaacciióónn ppoorr eeddaaddeess

Para la el estudio de la edad se estable-cieron cuatro grupos: (A) para los individuosadultos, (SA) subadultos, (J) juveniles y (N)para los neonatos. El criterio utilizado se basaen el estado de soldadura de las epífisis otuberosidades (MARIEZKURRENA,1983; ALTUNA & MARIEZKURRENA,1984). El resultado se recoge en la tabla 9. Seobserva que la proporción de individuosadultos es mucho mayor que la de juveniles,para los ejemplares de C. elaphus de tallagrande esto supone un porcentaje del 83,44de adultos frente un 16,56 de juveniles. Estaproporción se mantiene aproximadamentepara cada tipo de resto, excepto para las vér-tebras que da un porcentaje mucho más altoy los huesos periféricos (articulares y falan-ges) que apenas aparecen en el yacimiento.

TTAABBLLAA 99.. PPrrooppoorrcciioonneess eennttrree iinnddiivviidduuooss aadduull--ttooss yy jjuuvveenniilleess eenn LLiiññaarreess.. ((DDaattooss ddeellmmoorrffoottiippoo ggrraannddee))..

————————————————————% de adultos % de juveniles

————————————————————Cráneo 100,00 -Mandíbulas 90,00 10,00Vértebras 67,00 33,00Costillas 90,90 9,09Escápulas 85,00 15,00Pelvis 83,33 16,67Huesos largos 83,33 16,67Articulares 96,77 3,22Falanges 100,00 -Total 83,12 16,88————————————————————

La falta de representación de los indivi-

duos inmaduros se podría explicar por unmayor número de ejemplares adultos en lapoblación o incluso que no muriesen tan-tos juveniles en la cueva por el hábito deacompañar a las hembras y no a losmachos. Tampoco podemos descartar queno influyese la pérdida por la fisura de laspiezas de pequeño tamaño comentadaanteriormente, cuando menos para algu-nas piezas. De hecho los porcentajes dejuveniles son mayores en los huesos másgrandes (huesos largos, metápodos y vérte-bras; ver tabla 9) frente a los huesos arti-culares o falanges donde no hay restos deindividuos juveniles o sólo presencia.

El caso de las vértebras puede tratarsede una sobrevaloración debida a que sehaya conservado buena parte de la colum-na vertebral de uno o varios individuosjuveniles, o bien porque estas piezas tar-den más en soldar sus superficies epifisa-rias que otros huesos del esqueleto, y laatribución de edades no sea correcta.

Todos los restos de ciervo de tallapequeña son de individuos adultos.Probablemente, si hubo juveniles, estuvie-ron sujetos al proceso de caida por la fisu-ra del mismo modo que las piezas peque-ñas de los individuos adultos de estemismo morfotipo.

Para el estudio de las edades tambiénse puede recurrir a la dentición, atendien-do al grado de erupción de las piezas den-tarias (SAENZ, LUCIO & PURROY,1991) o bien observando el grado de des-gaste de las mismas (MARIEZKURRE-NA, 1983). En este último trabajo,Mariezkurrena considera tres clases deedad para los individuos juveniles (8, 20 y32 meses). Este método no permite discri-minar entre distintas clases de edad cuan-


do los individuos son adultos (mayores de32 meses), puesto que el desgaste ya afec-ta a todas las piezas.

Aplicando este modelo a la poblaciónde Liñares, el resultado es que la mayorparte de los ejemplares son mayores de 32meses (90 %) y tan sólo un 10 % de juve-niles (un ejemplar). Este último tiene unaedad cercana a los 32 meses.

DDiissttrriibbuucciióónn ddee llaa ppoobbllaacciióónn ppoorr sseexxoo

En esta especie, el criterio de sexadomás fiable es, por supuesto, la presencia oausencia de astas. Gracias a la abundanciade restos craneales en este yacimiento, queprecisamente ha posibilitado el cálculo delNMI, se reconocen con toda claridad 8individuos macho que conservan en mayoro menor proporción los pedículos y partede las astas, cuando menos hasta el arran-que de los dos candiles basales. Los 4 crá-neos restantes presentan la región frontaldeteriorada por lo que su atribución a unou otro sexo es más dudosa. Cuatro de ellos,sin embargo, pueden ser consideradosmachos debido a la presencia en la mues-tra ósea de fragmentos de frontales conastas que muy bien podrían pertenecerles(si bien al ser las fracturas antiguas lareconstrucción no es totalmnente segura).Por último, otros dos cráneos con frontalesmuy deteriorados que no parecen habersoportado pedículos para las astas se podrí-an clasificar como hembras.

Un hecho ya comentado en el estudioreferido a la talla (ver figura 2) es la exis-tencia, entre los individuos del morfotipogrande, de algunos ejemplares de mayorrobustez que otros. Este fenómeno, perfec-tamente reconocible en el estudio métrico

del cráneo, puede (y, de hecho, debe) refle-jarse también en el esqueleto postcraneal.Este es el motivo que impide obtener con-clusiones definitivas sobre el sexo de losindividuos al estudiar las dimensiones de

FFiigg.. 55.. RReepprreesseennttaacciióónn bbiivvaarriiaaddaa ddee llaass ddiimmeennssiioo--nneess mmááxxiimmaass ddee llaa eeppííffiissiiss pprrooxxiimmaall ddee lloossmmeettaattaarrssiiaannooss ddee CCeerrvvuuss eellaapphhuuss ddeell mmoorr--ffoottiippoo ggrraannddee eenn LLiiññaarreess..

FFiigg.. 44.. RReepprreesseennttaacciióónn bbiivvaarriiaaddaa ddee llaass ddiimmeennssiioo--nneess mmááxxiimmaass ddeell aassttrráággaalloo ddee CCeerrvvuuss eellaapp--hhuuss ddeell mmoorrffoottiippoo ggrraannddee eenn LLiiññaarreess..


los restos postcraneales. Si bien en algunoscasos se observa una separación en dos gru-pos de diferente talla (figura 4), que enotros no es patente (figura 5), por elmomento no se puede afirmar que los restosde menor tamaño pertenezcan a hembras.Igualmente podrían ser machos del morfo-tipo grande, pero de robustez menor, comose vió en el caso del cráneo (ver figura 2).

Otra interpretación posible sería la deconsiderar los huesos más pequeños (siempreentre el conjunto perteneciente al morfotipode gran talla) como hembras, de las cuales nose hubieran conservado los cráneos debido ala pérdida de material a favor de la fuertependiente del yacimiento. Los cráneos de losmachos, debido al mayor volumen que lesconfiere la presencia de las astas, apenashabrían descendido por la fisura por encajar-se entre las paredes de ésta o con otros cráne-os similares, mientras que los cráneos dehembras, al carecer de astas, se habrían per-dido pendiente abajo hacia el lago.


La acumulación de restos óseos deCervus elaphus en las cuevas estudiadasatiende a diversas causas. La más frecuenteen otros yacimientos de la CornisaCantábrica, el origen antrópico, ha sidoconfirmado en A Valiña. En otros tresyacimientos, debido a la escasez de datos yde material, no se ha podido determinar elorigen del depósito (Furada dos Cas,Praducelos, Cova da Venta).

En el yacimiento de Liñares no sedetecta ocupación humana ni ningunaalteración en los huesos que se pueda acha-car al hombre. Tampoco se constata la

acción de carnívoros, como suele ser fre-cuente en otros casos. Es posible que losciervos utilizasen la cavidad como refugio.En este yacimiento, dado el número derestos y el buen estado de conservaciónque presenta la muestra ósea, es posibleobtener información sobre la estructura dela población. De los datos obtenidos sededuce la existencia de individuos de dosmorfotipos de talla diferente. Dentro deaquellos cuya talla es mayor, se apreciaigualmente dos grupos diferenciables porsu robustez. La mayor parte de los indivi-duos eran machos y adultos; se encuentranrestos de individuos juveniles en muchamenor proporción, posiblemente tambiénpertenecientes a machos. Cabe la posibili-dad de que hubiese al menos una hembra.

A través de la muestra ósea también sedetecta la existencia de procesos tafonómi-cos que provocaron una conservación dife-rencial, traduciéndose en una pérdida depiezas, que afectaría sobre todo a los indi-viduos del morfotipo de talla pequeña, alos restos de juveniles y puede que inclusoa las hembras (si las hubo).

AAGGRRAADDEECCIIMMIIEENNTTOOSS

Este trabajo forma parte de la TesisDoctoral de uno de los autores (Fernando LópezGonzález), actualmente en curso. Ha sido sub-vencionado con cargo a los fondos de investiga-ción proporcionados por el proyectoXUGA10307B93 y XUGA10308A97.Los autores agradecen particularmente la cola-boración prestada por los miembros del G.E.S.Brigantium.



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AA ppooppuullaattiioonn ssttuuddyy oonn tthhee CCaavvee BBeeaarrss ((UUrrssuussssppeellaaeeuuss RRoosseennmmüülllleerr--HHeeiinnrrootthh)) ffrroomm GGaalliicciiaann

ccaavveess,, NNWW ooff IIbbeerriiaann PPeenniinnssuullaa

Estudio poblacional del Oso de las Cavernas(Ursus spelaeus Rosenmüller-Heinroth) de cuevas

gallegas, NW de la Península Ibérica

GRANDAL D’ANGLADE, A. & LOPEZ GONZALEZ, F.

AAbbssttrraacctt

A population study of two contemporary sites of Ursus spelaeus from Serra do Courel (Galicia,NW of Iberian Peninsula) has been carried out. The different morphology of the sites, as wellas the taphonomical processes that affected the deposits produce a biased preservation of thebone remains that is interpreted in this paper.

KKeeyy wwoorrddss:: Galicia, Pleistocene, Ursus spelaeus, population study

GRANDAL D’ANGLADE, A. & LOPEZ GONZALEZ, F. (Instituto Universitario de Xeoloxía.Universidade da Coruña. Campus da Zapateira s/n. 15071 A Coruña. España. Laboratorio Xeolóxico deLaxe. 15168 O Castro, Sada, A Coruña.España).


216 Grandal d’Anglade & López González CAD. LAB. XEOL. LAXE 23 (1998)

IINNTTRROODDUUCCTTIIOONN

The Cave Bear became widely distri-buted throughout Europe during thePleistocene (KURTÉN, 1958; MUSIL,1981). The findings are restricted almostexclusively to calcareous areas, and morespecifically in karstic cavities which theytended to occupy during hibernation. Thewesternmost limit of the distributionreach Galicia, in the NW of the IberianPeninsula (GRANDAL, 1993). Most ofthe galician sites in which this species ispresent are situated in the Serra do Courel(Fig. 1).

This is a mountain block situated bet-

ween the NE of the province of Lugo andthe NW of the province of León, (NW ofthe Iberian Peninsular). Morphologically,it is made up of a NE-SW mountainouscrest, with exposures of closely fracturedand faulted slates. Amongst the system offractures parallel NE faults stand outalong which run the rivers Lor, Lóuzara,Selmo and Soldón. The drainage networkof these rivers define the distribution ofvalleys and ridges of the sierra. The hig-hest points in this area is the hornFormigueiros (1.643m).

The main lithologic component of thisarea are green slates of Lower Paleozoic agewith NW-SE orientation (IGME, 1980)

FFiigg.. 11.. LLooccaalliizzaattiioonn ooff SSeerrrraa ddoo CCoouurreell aanndd mmeennttiioonneedd ssiitteess..

CAD. LAB. XEOL. LAXE 23 (1998) A population study 217

interbedded with limestone bands whereis common the development of carsticcaves. Most of these caves contain boneremains preserved in their infillings, fre-quently ursids and ungulates. But not allthese sites have pleistocene species, due tothe glaciar activity (GRANDAL D’AN-GLADE et al., 1997).

At the end of the Pleistocene glaciarphenomena of alpine type develops in OCourel (VIDAL ROMANI, 1996; VIDALROMANÍ et al., 1992). These kind of gla-ciers showed positive temperature on thesurface of the glacier all the year. As aresult the melt water circulated as subgla-cial flows that have played a very impor-tant role shaping the Sierra, and excava-ting carstic systems at deep. At present,some fossil or inactive caves are located atunusual heights above the current baselevel. They were functional only duringthe last local glacial event, when the icecovered them (VIDAL ROMANI et al.,1992; GRANDAL D’ANGLADE et al.,1997). The situation of these caves underice made them unhabitable until the endof the glacial period. As a result, onlyremains of holocene species have beenfound. This is the case of CCeerraammoo EEssttee,with Ursus arctos, Bos taurus, Ovis aries andSus scrofa., and TTaarreelloo, with remains ofholocene Ursus arctos (GRANDAL D’AN-GLADE et al., 1997)

Some caves, even though situated nextto the glacial areas, were out of reach ofthe glacial ices. Bone remains of differentPleistocene species are preserved into thefilling of most of these caves. For instance,the cave TTaarroo ddaa LLaassttrraa, were a deposit ofUrsus spelaeus and Cervus elaphus was found,althoug only a small number of remains.

A more detailed study of the cavesLLiiññaarreess and AA CCeezzaa was made, attendingto the number of remains that were found.Both of them were used as dens by Ursusspelaeus. Both caves, even closely situated,have different physiographical conditions.The taphonomical processes implied inthe formation of the deposits differ fromone cave to the other. Both populations,although almost contemporary, present adifferent structure that is studied andcompared in this paper.

DDeessccrriippttiioonn ooff tthhee ssiitteess

Liñares

Liñares is a small cave that develops inthe Vegadeo Limestones of Lower-MiddleCambrian age. It is situated at 1,115 mabove sea level. It presents a rectilineardevelopment with NE orientation. Thecave profile descends, reaching at the enda deepness of 15 m below the surface. Thetopography of this cave is really markedby the stratification of the rocks, dippingtowards W.

The infilling of the main gallery is aheterogenic material, colluvial type, sea-led at the top by a stalagmitic soil, thatoccasionally include large slate and limes-tone blocks. The thickness of this calcare-ous crust can reach 15 cm in some points.The studied area corresponds to a depositplaced in a lateral hole running down-wards, progresively narrow and filled inwith limestone and slate blocks, clays andbones, intercalated with thin stalagmiticfloors (LOPEZ GONZALEZ, 1996;LOPEZ GONZALEZ et al., 1997). Thebones and the blocks moved down, toget-


her with the clay, along this hole by gra-vity and sporadic slides. A marked diffe-rence is observed on the position of thebones: the large ones, like cave bear ormale deer skulls, are at the beginning ofthe hole, almost closing the entrance,whilst the smaller are in lower positions,reflecting the strong selection of sizesalong the slope.

Up to now 1293 bones were found,30.9% of them belonging to Ursus spelaeusand 50.0% to Cervus elaphus. There arealso present Bison priscus, Equus caballusand Sus scrofa remains, although in a sma-ller proportion (less than 1%). There isalso a 18,1% of unidentified fragments ofbone. None of the bones show anthropicaction or scavengers activity.

The datings 14C AMS carried out on twoUrsus spleaus bones have given the ages35,220 years BP and >38,000 years BP.

A Ceza

This large cave develops in theCandana limestones, of Lower Cambrianage. These limestones present intercala-tions of slates, like the VegadeoLimestones where the cave Liñares is deve-loped. A Ceza cave has a main rectilineargallery through wich a large river flowsThe topography is markedly longitudinalwith an orientation SE-NW. It is situatedat 1,004 m over sea level. In a narrow late-ral gallery there is a small chamber wherethe bone remains were found. It has a veryslight slope towards the main gallery,almost unnapreciable in the Chamber.

The stratigraphy of the Chamber isvery simple. Only one level can be diffe-renciated, about 45 cm depth. It is a deth-

ritic level with limestone blocks and slateslabstones of different sice, a coarse matrixmade up of gravels and clays, and bones.The filling does not reflect conditions offunctional karst with water circulation,and seems to correspond to a dry episode.Some of the bones were found on the sur-face. Most of these (the larger ones) werefragmented and crashed by the fall ofblocks and probably by trampling (theaction of the living bears walking troughthe galleries).

Up until now, 360 bones were identi-fied and about 170 fragments. Most ofthese remains are from Ursus spelaeus, andonly the 1% belongs to Cervus elaphus andother unidentified herbivors. The 14C AMSdating of one Ursus spelaeus bone gave anabsolute age of 35,230 ( 1,430 y BP.

PPrreesseerrvvaattiioonn ooff tthhee bboonneess

The first difference between both sitesis the degree of preservation of the bones.The material of Liñares presents an exce-llent preservation. The bones are firm andstrong enough and, above all, most ofthem are complete. They don’t presentmarks in their surface that suggest theaction of erosive processes. They are noscratched nor broken. Almost all thesebones present dark colour due to manga-nese coatings on their surface. Finally,some of them present marks of rodentsway (LOPEZ GONZALEZ, 1996;LOPEZ GONZALEZ et al., 1997). One ofthe cave bear skeletons was found in situ,but most of them are dispersed along theslope. The proportions of bones clasifiedattending to their preservation state(Table 1) seems to indicate the contrary.


However, it must be remarked that 70%of the badly preserved bones are fragmentsfrom ribs, too long and fragile bones to bepreserved in a whole.

The bones from A Ceza are poorly pre-served, in the case of the large and limbbones, moreover those that were found inthe surface of the sediment. The smallbones are fairly preserved. Most of thebones have a spongy consistence, and someof them presents a spotted surface, probablybecause of the depositon of manganese, alt-hough it would be produced under moredry conditions than the case of Liñares. Thekind of fragmentation of the diaphyses oflimb bones suggest that the trampling wasthe responsible. There are no evidences ofhuman or scavengers action.

The proportion of bad preserved bonesis high, as shown in Table 1. In this case,not only the fragmentation of the ribs butalso of adult limb bones give a proportionof bad preserved bones as high as 71.9%.The smallest bones have a remarkably bet-ter preservation.

TTAABBLLEE 11.. PPrrooppoorrttiioonnss ooff CCaavvee BBeeaarr bboonneess ccllaa--ssiiffiieedd aatttteennddiinngg ttoo tthheeiirr pprreesseerrvvaattiioonn iinnbbootthh ssiitteess ssttuuddiieedd..

————————————————————Liñares Sur A Ceza

————————————————————Total Good Bad Total Good Bad————————————————————403 172 231 532 150 382100% 42.6% 57.3% 100% 28.1% 71.9%————————————————————

In order to know if the skeletons arecomplet, although dispersed, the percentof representation of the principal groups ofbones attending to their position in the

skeleton and their size was calculated, andcompared with the percents of the samegroups in case of complet skeletons.

Figure 2 shows that in Liñares the pro-portion between small bones (teeth, arti-culars, metapodials and phalanx) and thelarge ones (skull, trunk and limbs) is notthe expected. There is a strong underre-presentation of the smallest parts of theskeleton, such as phalanges, metapodialsand the smaller bones from the carpus andtarsus. This fact indicates that because ofthe natural dispersion after the death ofthe animal, by gravity force (helped by thedeep natural slope) and the process of was-hing already described for the sediments,the smaller pieces of the skeleton havebeen lost, probably towards the mainchamber with a lake where this hole ends.Until now it was not possible to study thesediments in the bottom of the lake, were,presumably, most of these small bonescould be preserved.

TTAABBLLEE 22.. AAggee ddiissttrriibbuuttiioonn iinn tthhee ppooppuullaattiioonn ooff LLiiññaarreess aanndd AA CCeezzaa,, aaccccoorrddiinngg ttoo ssoommeeggrroouuppss ooff rreemmaaiinnss..

————————————————————percents Adults Juveniles

————————————————————Liñares S A Ceza Liñares S A Ceza

————————————————————skull 78.0 16.7 22.0 83.3jaw 82.3 44.5 17.7 55.5vertebrae 90.9 75.8 9.1 24.2ribs 83.3 61.7 16.6 38.3scapula 62.5 37.5 37.5 62.5pelvis 81.8 50.0 18.2 50.0limb bones 80.6 43.4 19.4 56.6carpus+tarsus 100 88.0 0 12.2metapodials 92.9 96.5 7.1 3.5phalanges 100 90.0 0 10.0

————————————————————


The case of A Ceza is different, sincethere is not possible to recognise such amarked pattern in the preservation of thegroups of bones. Some of the remains(skull, jaw, vertebrae, scapula and pelvis)are present in slightly higher percent thanthe expected. Ribs and limb bones showhigher values than the expected ones, pro-bably because of the overrepresentationcaused by the high degree of fragmenta-tion. The bones from the carpus and tar-sus, are also overrepresented, althoughtheir preservation is very good and theyare not fragmented. Finally, the propor-tions of metapodials and phalanges arelower than the expected, although not asmarkedly as in Liñares. Being these bonesthe most pheriferal remains of the skele-ton and the most easily dettached from

the body once the bear is dead, and takinginto account that the problem of the slopehere is not so important in this cave, wecould suggest that they were lost by thetrampling phenomenon, the pass of anumber of bears through the gallery forthe hibernation every winter. In any case,the bones would be desplaced towards themain gallery and lost because of the trans-port by the river that runs along it.

SSttrruuccttuurree ooff tthhee ppooppuullaattiioonnss

Distribution by age

Table 3 shows the distribution by ageof the populations according to severalgroups of bones. Some significative diffe-rences between both sites can be observed.

In Liñares the minimum number of

FFiigg.. 22.. PPrrooppoorrttiioonn ooff tthhee bboonneess ffoouunndd iinn bbootthh ssiitteess ccoommppaarreedd wwiitthh tthhoossee eexxppeecctteedd,, rreeffeerrrriinngg ttoo aa ccoommpplleettsskkeelleettoonn..


individuals is adults and juveniles. Thepercent of adult individuals (86,5% intotal) is much greater than that of juveni-les (13,5%). This is not common in mostof the Cave Bear sites. The typical valuefor most of the European Cave bear sites isaround 70% of juvenile individuals(KURTEN, 1955, 1958). Also in otherstudied sites from Galicia, such as EirósCave, where the percent of juveniles is73% (GRANDAL D’ANGLADE &VIDAL ROMANI, 1997). In our opinion,this phenomenon may be caused by tworeasons: First, because of the process ofwashing that affected the filling.According to this, most of the smallestremains, including the juvenile ones,would have been lost towards the lake atthe bottom of the hole. This would be thereason why only the bigger remains of thejuveniles have been found, whilst the sma-ller bones such as phalanges or metapo-dials are inexistent. The second reasonwould be that the juveniles were scarce inthe population. According to the biggestremains (skull, jaw and limb bones),which are better preserved, the proportionof the juveniles is about 20%. It could beassumed that this would be the real pro-portion of juveniles in the population.

TTAABBLLEE 33.. SSeexx ddiissttrriibbuuttiioonn iinn tthhee ppooppuullaattiioonn ooffLLiiññaarreess,, aaccccoorrddiinngg ttoo vvaarriioouuss kkiinnddss ooffsseexxaabbllee rreemmaaiinnss,, iinn aabbssoolluuttee vvaalluueess ((aa..vv..)) aanndd ppeerrcceennttss ((%%))..

————————————————————sex skull jaw canines limb bones

—————————————————a.v. % a.v. % a.v. % a.v. %

————————————————————Females 7 100 3 42.8 18 69.2 24 72.7males 0 0 4 57.2 8 30.8 9 27.3

————————————————————

On the other hand, in A Ceza the mini-mum number of individuals is 5 juvenilesand 3 adults. The proportion of juveniles ishigher than in Liñares, although it does notreach the given value of around 70%.Despite of the degree of fragmentation of theadult larger bones, that could give a inco-rrectly higher proportion of adults, it is pos-sible to recognice a proportion of juvenilesaround 50 - 60% in jaw, scapula, pelvis andlimb bones. These proportions are higher inthe case of the skulls, probably due to thefact that the juvenile ones are found in parts,and lower in some smaller bones such as thecarpus and tarsus, metapodials and phalan-ges. This would be caused by the tramplingphenomenon already commented.

Finally it is neccesary to remark thefinding of part of a neonate skeleton pre-served in a clayish level of the infilling.

Distribution by sex

The strong sex dimorphism in the cavebears, moreover in the canines but also in

FFiigg.. 33.. TTrraannssvveerrssaall ddiiaammeetteerr ooff tthhee lloowweerr ccaanniinneessiinn LLiiññaarreess,, sshhoowwiinngg tthhee ttyyppiiccaall bbiimmooddaallddiissttrriibbuuttiioonn ccaauusseedd bbyy sseexx ddiimmoorrpphhiissmm iinntthhee CCaavvee bbeeaarr..


other parts of the skeleton, allows to makean study of the populations by sex.

The cave bear populations presentsometimes a very different distribution bysex. There are cases of preferential occupa-tion of the caves by males or females, suchas in Westbury (Great Britain), where themales occupied a part of the carstic systemwhilst the females and juveniles inhabitedin a different part (ANDREWS & TUR-NER, 1991). Some other cases of a diffe-rent sex ratio are the Drachenhöhle ofMixnitz, Austria, where the number ofmales exceed that of females (ABEL &KIRLE, 1931), although this conclusionwas contested by KOBY (1949) that sug-gested that this apparent preponderance ofmales would reflect a bias in collecting. Itwas suggested, on an ecological ground,that the smallest caves were occupied pre-ferently by females with cubs, whilst thelarger caves were inhabited by males(KURTÉN, 1958). Finally, there are moreevidences of a balanced sex ratios in mostof the caves, because of a non-preferentialoccupation or, also possible, because thefinal balance of an alternating occupation

after a long period. This is the case ofEirós cave, in the nearby of the area stu-died, where both sexes are almost equallyrepresented (GRANDAL D’ANGLADE& VIDAL ROMANÍ, 1997).

The population of Liñares shows a gre-ater number of females than males. Thetransversal diameter of the canines showssignificatively the sex dimorphism (Fig.3), although the size of the limb bonesgive a similar result, as shown in Table 3.This is not the case of the skulls and jaws,that give a contradictory result. Onlyfemale skulls were found, whilst the num-ber of male jaws is slightly higher thanthose of females. The sexing was carriedout by the transversal diameter of thecanine. The low number of these remains,however, does not allow to consider thisresult as significative.

The poor degree of preservation in ACeza does not allow to make a detailedstudy of the distribution by sex. Wemust remark, however, that in some ofthe adult bones is possible to recognizetwo size classes, that could represent thegroup of females and males (Fig. 4). Alsotwo penian bones were found, confirmingthe presence of male individuales in thecave.

CCOONNCCLLUUSSIIOONNSS

The study of a population of CaveBears have to be based in the study of thebone remains preserved in the deposits ofsediments of the cave. The taphonomicalprocesses that affected the bones after thedeath of the animal may produce a bias inthe preservation of the bones. Some ofthese processes are strongly conditioned

FFiigg.. 44.. TTrraannssvveerrssaall pprrooxxiimmaall ddiiaammeetteerr ooff tthheerraaddiiuuss iinn AA CCeezzaa sshhoowwiinngg ttwwoo ssiizzee ccllaasssseess((ffeemmaalleess aanndd mmaalleess))..


by topography of the cave (such as the sizeor the slope), the physical conditions (cir-culation of water...), the activity of ani-mals (scavengers, trampling...). Theresults of these processes are diverse: pre-ferential lost of the smaller remains, frag-mentation of bigger or more fragile bones,could be the principal ones. Only takinginto account how these factors affect thepreservation of the bones in each case theinterpretation of the data can be accurate.

AAKKNNOOWWLLEEDDGGEEMMEENNTTSS

This paper is a contribution to theResearch Project XUGA10308A97. It isalso a part of the Doctorate Thesis of one ofthe authors (F. LÓPEZ GONZÁLEZ).The authors wish to thank the members ofGES Brigantium for the collaboration in thestudy of Liñares Cave and of GES Ártabrosin A Ceza Cave.

RREEFFEERREENNCCEESS

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PPrreesseerrvvaacciióónn ddee ddiiaattoommeeaass eenn sseeddiimmeennttooss ttuurr--bboossooss

Diatom preservation in peat sediments

LEIRA, M.

This paper describes a comprehensive survey of the quality of diatom preservation in the recentsediment record from two close peatbogs but with different geomorphological features,Villaseca and La Mata (NW Spain). Twenty samples have been analysed from each core, focu-sing especially in the preservation of diatom frustules along the upper part of the core (fromLate Glacial), which change during the main trophic events.In Villaseca peatbog, between 50 and 160 cm with high organic sediment, the diatoms are rareand bad preserved (from Boreal to present times). Between 160 and 260 cm, with a high claycontent, the diatoms are abundant and well preserved (Late Glacial to Boreal). Between 50 and200 cm (Preboreal to historical times) the diatom flora is made up of litoral species adapted tooligotrophic conditions.In La Mata the diatoms are absent from all samples except in the two samples from the upper-most part of the core where the valves are abundant but bad preserved. At this stage the dia-tom assemblages are also characteristic from oligotrophic and shallow waters.The data suggest that diatom preservation is controlled by the relationship between the geo-morphology, the source of water and the trophic level.

KKeeyywwoorrddss:: Diatoms, preservation, peat, sediments, trophic level

LEIRA, M. (Instituto Universitario de Xeoloxía. Universidade da Coruña. Campus da Zapateira s/n. 15071A Coruña. e-mail: [email protected])


226 Leira, M. CAD. LAB. XEOL. LAXE 23 (1998)


Las diatomeas (Bacillariophyceae) cons-tituyen una herramienta poderosa en lareconstrucción paleoambiental. Para ello esnecesario que los cambios en la composi-ción y abundancia de las asociaciones dediatomeas fósiles queden fielmente regis-trados en el sedimento. La disolución y lafragmentación de las valvas son problemasserios que se encuentran en los análisiscuantitativos de diatomeas en sondeos desedimentos con objetivos paleoecológicos.Es muy importante tener en cuenta estefenómeno para poder realizar una correctaintrpretación de los datos obtenidos.

Las floras marinas raramente tienenuna preservación tan buena como los regis-tros de epicontinentales. La disoluciónparece ser más rápida en el mar. El largorecorrido a través de la columna de aguahasta el sedimento promueve la rotura y ladisolución. Se estima que el 90% de lasvalvas desaparece antes de sedimentarse ysólamente el 1% permanece en los sedi-mentos (ROUND et al., 1990).

En aguas dulces el registro de diatome-as suele conservarse en unas condicioensóptimas. Pero la incorporación de las comu-nidades de diatomeas actuales en el sedi-mento está controlada por un complejoconjunto de procesos tafonómicos, de formamuy específica en relación al lugar, queoperan tanto en la columna de agua comoen el sedimento, promoviendo la mezcla,rotura y disolución de los frústulos, y afec-tando a la fiabilidad con que las asociacio-nes de diatomeas fósiles representan a lascomunidades vivas que las originaron.

Los distintos trabajos, tanto de campocomo de laboratorio, que se han llevado a

cabo sobre la disolución de las diatomeasmuestran que está controlada por las propie-dades combinadas de la disolución en la queel sílice está inmerso, la matriz sedimentariay la naturaleza de las mismas partículas desílice. El factor que, quizás tenga mayorimportancia es el pH; por encima de valoresde pH 9 las tasas de disolución se incremen-tan exponencialmente debido a la disocia-ción del ácido silícico (LEWIN, 1961). Lacinética de la disolución está afectada por latemperatura, incrementándose las tasas dedisolución con la temperatura (MARS-HALL, 1980); por otra parte, la disoluciónse reduce a medida que aumenta la salinidad(BARKER et al., 1993); la presencia decationes polivalentes adsorbidos en la paredcelular de las diatomeas retardan la disolu-ción (LEWIN, 1961); la rotura de las valvasacelera la disolución (RIPPEY, 1983); elnivel de saturación del agua ocluida en SiO2

(RIPPEY, 1983). Además la rotura de lasvalvas también puede ser causada por dese-cación, depredación (SCHRADER, 1971),procesos postdeposicionales (JUGGINS,1992). La susceptibilidad de las diatomeas ala disolución varia enormemente con las dis-tintas formas de las valvas y su tamaño(HURD & BIRDWHISTELL, 1983; JUG-GINS, 1992).

La disolución de las diatomeas consti-tuye un problema complejo que dependede múltiples variables, internas y externas,y cuya comprensión es de una gran impor-tancia en paleoecología.

LLooccaalliizzaacciióónn ddee llaass sseeccuueenncciiaass eessttuuddiiaa--ddaass

La turbera de Villaseca y de La Mata sesitúan en la la Cordillera Cantábrica en la

CAD. LAB. XEOL. LAXE 23 (1998) Preservación de diatomeas 227

cuenca alta del Sil (6Þ 16’ O- 42Þ 57’ N y6Þ 13’ O - 42Þ 58’ N) a 1.320 y 1.500 mde altura respectivamente, en las inmedia-ciones del Valle de Laciana en el Noroestede la provincia de León (Fig. 1). El Vallede Laciana es una depresión rodeada poralturas entre los 1.000 y 2.000 metros(Muxivén (2.032 m) Miro (1.871 m) conuna extensión de 217 Kilómetros cuadra-dos. La turbera de Villaseca ocupa unaantigua cubeta de obturación lateralcorrespondiente al Último MáximoGlaciar local (IGME, 1982; LEIRA et al.,1997; PEREZ-GONZALEZ et al., 1989)y se alimenta de los aportes de un peque-ño freático además del agua de precipita-ción. Por el contrario, la turbera de LaMata se situa en una replano en la cumbrede modo que su única fuente de agua esatmosférica.

Los parámetros climáticos definen unclima subalpino hiperhúmedo en el quelas características esenciales son:

—La temperatura media anual oscilaentre los 5º y 8º centígrados. Siendo 0º latemperatura media del mes más frío y 16ºla media del mes más cálido.

—Las precipitaciones se mueven alre-dedor de 1.500 mm anuales.

Desde un punto de vista más amplio,en estas turberas se han realizado estudiosmicropaleontológicos previos que permi-ten conocer las variaciones climáticas pasa-das (BELET, 1993; LEIRA et al., 1997).

Se han analizado los restos de diatome-as presentes en los sedimentos más super-ficiales del sondeo de la turbera deVillaseca y La Mata submuestreándosecada 10 cm.

Los restos de diatomeas se contaron

usando microscopía de contraste de fasescon objetivo de inmersión. Durante laenumeración se siguieron los criterios deSCHRADER & GERSONDE (1978). Losrestos de 3/4 no han sido consideradoscomo fragmentos porque pueden ser resul-tado del método de limpieza de las diato-meas (STRAUB, 1990). Los indicios dedisolución al microscopio óptico son ladegradación de los bordes de las valvas y elagrandamiento de las areolas o las estrías(STRAUB, 1993).

La concentración de diatomeas se cal-culó mediante el uso de esporas deLycopodium como marcador externo y seexpresó en valvas por gramo de sedimentoseco (STOCKMARR, 1973). En esta esti-mación sólo se consideraron significativaslas potencias de diez.

Las diatomeas fueron identificadasusandos la flora de KRAMER & LANGE-BERTALOT (1986-1991). La frecuenciarelativa de las distintas formas de vida ynivel trófico se calcularon usando los datosautoecológicos de DENYS (1991-1992),DE WOLF (1982) y VAN DAM et al.(1994).

En los diagramas y en el texto, losperiodos climáticos fueron atribuidos apartir del análisis de polen (JALUT, com.pers.). Las zonas de diatomeas se basan enlos principales cambios cualitativos en lostáxones.

RREESSUULLTTAADDOOSS

Los restos de diatomeas encontrados enel sondeo de la turbera de Villaseca fueronescasos y mal preservados entre 70 y 160cm (estimado alrededor de 106 valvas g-1 omenos), tramo en el que la mayoría de las


valvas se hallan fragmentadas y muestrantrazas de disolución. El número de valvasque se pudieron contar fue tan pequeñoque carece de significación estadística. Enla parte más superior hay un aumento en laconcentración de diatomeas llegando avalores cercanos a 108 valvas g-1, pero lasvalvas siguen hallándose muy mal preser-vadas.

Entre 260 y 160 cm las asociaciones dediatomeas son más abundantes, enre 106 y108 valvas g-1 y se hallan mucho mejor pre-servadas, hasta el 70% de las valvas (Fig.2).

Para realizar comparaciones entre lasfrecuencias de valvas rotas y disueltas, serealizó un test de correlación no paramé-trico de Spearman. Los resultados del testen el presente conjunto de datos demues-tra que la correlación entre las tasas dedisolución y rotura es altamente significa-tiva (rs=0,883, p=0,0001). Esta elevadacorrelación podría indicar que ambas for-mas de degradación estan originadas porlos mismos factores. Las mayores propor-ciones de degradación tienen lugar en lasedimentación más rica en turba, entre160 y 60 cm, desde el Boreal hasta casi laactualidad (Fig. 2).

Las asociaciones de diatomeas realiza-das en función de sus afinidades ecológicasnos permiten inferir la evolución ambien-tal de la turbera de Villaseca (LEIRA et al.,1997). Desde 260 cm hasta 160 cm (Fig.3) las especies mesoeutróficas generalmen-te son las dominantes dentro de las dosprimeras unidades, llegando a representarhasta el 85% de las especies presentes en elsedimento. Las diatomeas de la zona A sehallan dominadas por la presencia de dia-tomeas del género Fragilaria (Fig. 4) a lo

largo de toda la zona. Las asociaciones dediatomeas sugieren aguas con pH neutro oligeramente alcalino y una riqueza ennutrientes moderada. A 260 cm hay unaelevada presencia de Fragilaria pinnatacercana al 60%, típica de lagos mesotrófi-cos de moderada alcalinidad. En la partemás superior de esta zona se registra unaumento de las asociaciones perifíticas yde las oligotróficas lo que corresponde aaguas someras y a un empobrecimiento enla productividad autóctona de la turbera.

En la zona B vuelve a registrarse unretorno hacia la mesoeutrofia, y un incre-mento del pH y de las asociaciones de dia-tomeas ticoplanctónicas, representadasprincipalmente por Fragilaria construens.Hacia el techo de esta zona comienzan aincrementarse las diatomeas perifíticas loque indica el comienzo de la colmataciónde la turbera, y aparecen valvas fragmenta-das y con trazas de disolución, aunquetodavia aparecen en concentraciones eleva-das.

En la zona C (160-65 cm) la preserva-ción de las valvas es muy mala, aparecien-do fragmentadas y mostrando signos dedisolución a la vez que comienzan a sermuy escasas. A partir de 160 cm aumentaconsiderablemente la presencia de quistesde Chrysophyceae (Fig. 3), que llegan aconstituir el 90% del recuento. Sólo seidentificaron diatomeas con una preserva-ción potencial elevada o moderada(Cymbella, Frustulia, Pinnularia). Estasituación se mantiene con ligeros cambioshasta el nivel de 70 cm.

Las asociaciones de diatomeas de lazona D indican un ambiente típico de tur-bera; aguas someras, pH ácido y producti-vidad autóctona reducida. El número de


valvas aumenta, aunque continúa siendoescaso, y se hallan mejor conservados, loque hace posible su identificación.

En la turbera de La Mata las diatomeasestán ausentes de casi la totalidad delregisto sedimentario. Sólo aparecen en los20 cm más superficiales. Las diatomeaspresentes son especies de Eunotia,Pinnularia y Frustulia. Los restos de diato-meas son escasos, con una concentraciónalrededor de 104 valvas g-1 y se hallan muymal preservados, hasta el 48% de las val-vas mostraban signos de degradación. Lasasociaciones de diatomeas dominantes evi-dencian un ambiente oligotrófico, confir-mado por la elevada presencia de quistesde Chrysophyta con una relación C/D =0,47.

DDIISSCCUUSSIIOONN

A la luz de los resultados obtenidospodemos explicar las condiciones de pre-servabilidad del registro de diatomeas enlos sedimentos de la turbera de Villaseca yLa Mata, como consecuencia de la relaciónexistente entre la geomorfología del subs-trato en el que se ubica la cubeta de la tur-bera y el nivel trófico.

Durante el periodo en el que predomi-na una sedimentación más rica en arcillasla preservación de las diatomeas es óptimay se encuentran de forma abundante. Estosería explicado por una mayor disponibili-dad de nutrientes minerales que tendríacomo consecuencia una productividadautóctona moderadamente alta. Comoconsecuencia las tasas de sedimentación enesta etapa son lo suficientemente altascomo para provocar un rápido enterra-

miento de los frústulos de las diatomeas loque ayudaría a su preservabilidad (FLO-WER, 1993). Por otra parte, la sedimen-tación arcillosa evidencia una dinámicasedimentaria poco enérgica en el medio, loque permitiría una mejor conservación delas valvas.

Con el inicio de la turbificación las dia-tomeas comienzan a ser más escasas y lapreservabilidad del registro se deteriora.Al mismo tiempo aumenta la frecuenciarelativa de los quistes de Chrysophyceae.Esta abundancia de quistes en relación alas valvas de diatomeas es consideradocomo resultado de una baja disponibilidadde nutrientes (SMOL, 1988). Estas carac-terísticas están ligadas con una menor pro-ductividad y tasas de sedimentación másbajas. Progresivamente se produce unacolmatación de la cubeta teniendo unareducción del componente planctónico.

En estas regiones frías y lluviosas es fre-cuente la formación de turberas (CAMPY& MACAIRE, 1989). Todas las turberasson extremadamente sensibles a los cam-bios hidrológicos. El mismo inicio de laacumulación de turba es ya de por sí unindicio de cambio hidrológico (BARBER,1981). Dependiendo de la influencia delagua de precipitación en su desarrollo lasturberas pueden clasificarse como ombró-tróficas en las que la fuente de agua es lalluvia o la nieve, o reotróficas, esto es, ade-más del agua de precipitación recibe apor-tes de una caudal (MOORE, 1986). LaMata se correspondería con una turberaombrotrófica mientras que Villaseca seríareotrófica, recibe el agua de un arroyo.

En La Mata, como consecuencia de quese hallan alimentadas sólamente por el


agua de precipitación, poco mineralizada ypobre en cationes, y que se encuentranseparadas del substrato mineral por mediode un espesor mayor o menor de materiaorgánica, son generalmente ácidas y existeuna baja productividad fitoplanctónica(WETZEL, 1981). En estas condicioneslas diatomeas se acumulan en los sedimen-tos y debido a la baja productividad no sonenterradas por lo que permanecen en con-tacto con el agua ocluida en contra de ungradiente de Si (RIPPEY, 1983). La bajaconcentración de Si en el agua ocluidacerca de la interfase sedimento-aguapotenciaría la disolución (ANDREJKO etal., 1984; HECKY et al., 1986) y éste Sidisuelto sería requerido por los organis-mos vivos. Por otra parte el ambiente deaguas someras provocado por la colmata-ción de la cubeta y la turbidez característi-ca de los medios de turbera favorece lafragmentación de las valvas lo que a su vezrealza enormemente la disolución (FLO-WER, 1993; REED, 1998).

Por otra parte, Villaseca el déficit denutriente minerales en la pluviosidad y lapobre mineralización de la turba (1-2%del peso seco) es ligeramente compensado

mediante los aportes de un pequeño arro-yo. Esta diferencia explicaría la mejor pre-servabilidad del registro sedimentario enesta secuencia. De todas formas todo lodicho anteriormente para la turbera de LaMata sigue siendo válido en este caso. Lascondiciones de oligotrofia, aguas somerasy turbidez potenciarian la mala preserva-bilidad de los frústulos de diatomeas, peroen este caso los pequeños aportes fluvialesamortiguarían en parte la degradación. Losfrústulos de diatomeas sobreviven mejoren estas turberas pero incluso aquí sehacen menos abundantes con el incremen-to de profundidad (MAIN, 1990).

En conclusión, parece claro que lacomprensión de la preservación del regis-tro de diatomeas en los sedimentos de laturbera de Villaseca depende de las com-plicadas relaciones que se establecenentre la dinámica de la sedimentación, lageomorfología de la cuenca y el nivel tró-fico, realzándose el efecto de degradaciónpor su acción conjunta. Todos esto facto-res han de ser considerados en conjunto yde forma local.

Esta trabajo forma parte de la TesisDoctoral del autor.

FFiigg.. 11.. SSiittuuaacciióónn ddeell VVaallllee ddee LLaacciiaannaa yy ddee llaass ttuurrbbeerraass ddee VViillllaasseeccaa yy LLaa MMaattaa..



FFiigg.. 22.. RReessuullttaaddooss ccuuaannttiittaattiivvooss ddee llooss rreessttooss ddee ddiiaattoommeeaass eenn llaa ttuurrbbeerraa ddee VViillllaasseeccaa ddiissttrriibbuuiiddooss eenn rreellaa--cciióónn ccoonn llaass ddaattaacciioonneess 1144CC ((JJAALLUUTT,, ccoomm.. ppeerrss..)),, llaa bbiioozzoonnaacciióónn yy llaa lliittoollooggííaa ((LLEEIIRRAA eett aall..,, 11999977))..


FFiigg.. 33.. DDiissttrriibbuucciióónn ddee llaa ffrreeccuueenncciiaa rreellaattiivvaa ddee qquuiisstteess ddee CChhrryyssoopphhyycceeaaee yy ddee llaass aassoocciiaacciioonneess ddiiaattoommee--aass sseeggúúnn ssuu eessttaaddoo ttrróóffiiccoo..


FFiigg.. 44.. FFrreeccuueenncciiaass rreellaattiivvaass ddee llooss pprriinncciippaalleess ttááxxoonneess hhaallllaaddooss eenn eell ssoonnddeeoo ddee llaa ttuurrbbeerraa ddee VViillllaasseeccaa..


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BBiiooggeeooqquuíímmiiccaa iissoottóóppiiccaa ((δδ1133CC,, δδ1155NN)) ddeell UUrrssuussSSppeellaaeeuuss ddeell yyaacciimmiieennttoo ddee CCoovvaa EEiirrooss,, LLuuggoo..

Isotopic Biogeochemistry (δ13C, δ15N) of CaveBear (Ursus spelaeus) from Cova Eiros Site,

Lugo.

FERNANDEZ MOSQUERA, D.

The Cova Eiros site (Galicia, Spain) has been studied using the Stable Isotope Ratio MassSpectrometry (SIRMS) technique. Bones from adult, juvenile and neonate bears have beenanalysed in order to measure their δ13C and δ15N. It has been observed great variability in thatvalues, becuse of the sample characterization, can only be explained by physiological reasons.The palaeodietary and palaeoenvironmental results can be compared to others obtained for seve-ral Cave Bear european populations.

KKeeyy wwoorrddss:: δ13C, δ15N, collagen, Cave Bear, paleodiets.

FERNANDEZ MOSQUERA, D. (Instituto Universitario de Xeoloxía. Universidade da Coruña. Campus daZapateira s/n, 15071. A Coruña. España. E-mail: [email protected].).


238 Fernández Mosquera, D. CAD. LAB. XEOL. LAXE 23 (1998)

1. IINNTTRROODDUUCCCCIIOONN

La medida de abundancias de isótoposestables de carbono y nitrógeno en tejidosanimales es una técnica habitual en la eco-logía con distintas aplicaciones en funcióndel origen y los procesos de formación deltejido en cada caso.

Las moléculas portadoras del isótopopesado de un elemento tienen distintaspropiedades físicas y químico-físicas quelas del isótopo ligero. Esto da lugar a uncomportamiento distinto debido a la dife-rente masa en procesos físicos como difu-sión a través de membranas o tejidos, reac-ciones como respiración o fotosíntesis.Estos efectos se reflejan en el fracciona-miento isotópico, que explica la distintaabundancia relativa del isótopo pesado res-pecto al ligero al final del proceso. Paracuantificar este proceso, se utiliza la técni-ca de Espectrometría de Masas deRelaciones Isotópicas Estables (SIRMS).La relación atómica del isótopo pesado res-pecto al ligero (RX = mX/nX, m>n ) de lamuestra se compara con la de un materialestándar de referencia. La diferencia entreambas se expresa en unidades «delta» (δ),que se calculan por la fórmula:

δ(‰)= [(Rmuestra - Rreferencia)/ Rreferencia ] x 1000

Los isótopos 13C y 15N pese a tener unasabundancias naturales muy bajas (1.15-0.99% y 0.3663% respectivamente) pue-den ser medidos con esta técnica, cuya uti-lidad en estudios ecológicos abarca desdela determinación de ciclos biogeoquímicosde estos elementos hasta el seguimiento decadenas tróficas en ecosistemas marinos yterrestres. Una revisión de las facetas deesta técnica en la ecología la podemos

encontrar en LAJTHA & MICHENER,1994, donde no sólo se consideran las apli-caciones sino también los fundamentos ylos distintos procedimientos instrumenta-les.

1.1. 1133CC yy 1155NN eenn rreessttooss ffoossiilleess

La abundancia en 13C y 15N en los teji-dos animales está relacionada con la mate-ria que ingieren y utilizan en su metabo-lismo (AMBROSE & DE NIRO, 1986,1989). En los restos fósiles, el colágenoconstituye el 90% de la materia orgánica ysu concentración en estos isótopos reflejala media acumulada durante toda la vidadel organismo (CORMIE & SCHWARTZ,1994; LIBBY ET AL., 1964; NEUBER-GER & RICHARDS, 1964).

En la base de la cadena trófica terrestrese encuentran las plantas fotosintéticas.Dependiendo de la ruta fotosintética quesigan, fijarán el 13CO2 atmosférico enmayor o menor medida. Así, en base a susδ13C podemos distinguir entre plantas C3 oC4. Las plantas C3 son básicamente árbolesy plantas herbáceas que se distribuyen enclimas templados y fríos y presentan unδ13C que varía entre –30‰ y –21‰ conuna media de –26.5±2‰. Las plantas C4

se distribuyen principalmente en climastropicales y su δ13C varía entre –15‰ y–7‰ con una media de –12.5±1‰(O’LEARY, 1981, 1988). Estos valores sereflejan en el colágeno óseo de los herbívo-ros consumidores de estas plantas con unenriquecimiento medio del 5‰ en 13C(LEE THORP ET AL., 1989; SCHOE-NINGER & DE NIRO, 1984); de estamanera los herbívoros que consuman100% plantas C3 tendrían una señal

CAD. LAB. XEOL. LAXE 23 (1998) Biogeoquímica isotópica 239

δ13C≈-21.5‰ y para los que consuman100% plantas C4 sería δ13C≈-7.5‰ (VANDER MERWE, 1982; VOGEL, 1978).Carnívoros y omnívoros tienen valores deδ13C influidos por la composición isotópi-ca de los animales que son sus presas, aun-que el enriquecimiento entre el δ13C delcolágeno de presa y depredador es menorque en el caso de los herbívoros y ronda el1‰ (SCHOENINGER & DE NIRO,1984).

Por lo que al 15N se refiere, su concen-tración en las plantas depende principal-mente del suelo y el mecanismo de incor-poración del N2 que utilicen. El δ15N delsuelo presenta un gran rango de variación(desde –7‰ hasta 20‰) en función de lascondiciones ambientales, acidez y edadentre otros factores (AMBROSE, 1993;AMBROSE & DE NIRO, 1986, 1989;WADA ET AL., 1975). Además según lasplantas sean fijadoras de N2, como lasleguminosas, o no fijadoras presentaránvalores de δ15N más reducidos o mayoresrespectivamente (DE NIRO & EPSTEIN,1981; KOHL & SHEARER, 1980; REN-NIE ET AL., 1976). El fraccionamientoisotópico que sufre el 15N en las sucesivasetapas de la cadena trófica varía entre el 3-4‰ (AMBROSE & DE NIRO, 1984;SCHOENINGER & DE NIRO, 1986;SEALY ET AL., 1987) para todas las espe-cies en ecosistemas terrestres, aunquediversos factores pueden potenciar o dis-minuir este fraccionamiento.

Dada la localización de la muestraestudiada en este trabajo, un yacimientopleistoceno de Ursus spelaeus, nos vamos alimitar a los datos existentes sobre faunapleistocena europea. Así, podemos encon-trar valores representativos de la distin-

ción entre herbívoros y carnívoros en lostrabajos de BOCHERENS & FOGEL(1995) y BOCHERENS ET AL. (1997).En el primero de ellos, sobre restos proce-dentes de Kent Cavern (Gran Bretaña)obtuvieron δ13C= -19,5±0,9‰ yd15N=6,3±1,6‰ (n=33) para herbívoros yd13C= -19,5±0,5‰ y δ15N=10,2±1,4‰(n=20) para carnívoros; en el segundo, enrestos procedentes de Sclayn Cave(Bélgica) obtuvieron δ13C= -20,9±0,6‰(n=20) y δ15N=5±0,8‰ (n=10) en losherbívoros y δ13C=-19,5±0,3‰ (n=11) yδ15N=9,3±0,6‰ (n=6) en los carnívoros.

1.2. FFaaccttoorreess qquuee aaffeeccttaann aa llaa ccoonn--cceennttrraacciióónn ddee 1133CC yy 1155NN

Se ha observado que diversas condicio-nes ambientales pueden inducir cambiosen la concentración de 13C y 15N de los teji-dos animales tanto de forma directa porlos cambios fisiológicos que producen,como de forma indirecta a través de suinfluencia en suelos y plantas.

Para el 13C las medidas efectuadas sobreherbívoros africanos contemporáneos handemostrado que los que vivían en bosquescerrados presentaban un δ13C más negativoque los que vivían en ambientes másabiertos. Esto es debido al reciclaje de lamateria orgánica (efecto «canopy») empo-brecida en 13C que se produce en estos den-sos bosques tropicales (AMBROSE & DENIRO, 1989; VAN DER MERWE ETAL., 1988).

La variación en 15N presenta más mati-ces. Condiciones climáticas de aridez inhi-ben la fijación de N2 atmosférico en elsuelo aumentando su δ15N (BATE, 1981;GRANHALL, 1981); además en especies


que necesitan beber agua, la falta de éstaprovoca el reciclaje de la urea que tambiénredunda en un aumento del δ15N en elorganismo (AMBROSE & DE NIRO,1986). Durante la lactancia de los mamí-feros, el alimento que ingieren las críasestá a un nivel trófico por encima del queingiere la madre (FOGEL ET AL., 1989),por lo que su δ15N será un 3‰ aproxima-damente más alto que el de su madre. Porúltimo, rumiantes y no rumiantes presen-tan distintos δ15N en función del conteni-do protéico de las plantas que ingierenunos y otros, siendo menor para losrumiantes (SEALY ET AL., 1987).

1.3. PPrreesseerrvvaacciióónn ddee llaass ccoonncceennttrraacciioo--nneess oorriiggiinnaalleess ddee 1133CC yy 1155NN

Para obtener información paleoam-biental a partir de las concentraciones delos isótopos 13C y 15N es necesario estable-cer que la señal que se obtiene del restofósil es fiel reflejo de la que acumulódurante toda su vida. La alteración diage-nética post-enterramiento del hueso puedemodificar la señal isotópica del colágeno.La alteración microbiana puede cambiarlos δ13C y δ15N según los aminoácidos quedegraden preferencialmente (TUROSS ETAL., 1988; TURBAN-JUST & SCH-RAMM, 1998). Los contaminantes húmi-cos del suelo donde ha sido enterradoreducen el δ13C (BOCHERENS ET AL.,1997). También se ve afectada por la pro-pia estructura del hueso, así huesos conestructura más esponjosa como las vérte-bras son más susceptibles de sufrir altera-ción diagenética de la señal isotópica.

La relación C/N del colágeno de mamífe-ros actuales varía entre 2.9-3.6 (DE NIRO

ET AL., 1985) por lo que podemos utilizareste dato como indicador de la conservaciónde la señal isotópica; los restos fósiles cuyarelación C/N colagénica se encuentren fuerade este rango serán descartados para la inter-pretación de los datos. Ademàs se ha com-probado que existe una relación directa entrela cantidad de nitrógeno que existe en elhueso y la cantidad de colágeno que es posi-ble extraer (IACUMIN ET AL, 1996). Elporcentaje de nitrógeno para huesos demamíferos actuales es 4.4±0.5 % (BOCHE-RENS ET AL, 1997) por lo que un análisiselemental previo del polvo óseo permitecomprobar el estado de conservación delcolágeno de la muestra.

2. MMAATTEERRIIAALL YY MMEETTOODDOOSS

El yacimiento de Cova Eiros (42ºN16’W; 7ºN 12’W) se halla en la Serra deOuribio, al Este de la provincia de Lugo,a 780m de altura sobre el nivel del mar(ver fig. 1). Está situada sobre la caliza de

FFiigg.. 11.. SSiittuuaacciióónn ddeell yyaacciimmiieennttoo..


Candana, del Cámbrico Inferior(I.G.M.E., 1980). Es, hasta el momentoel yacimiento más occidental de Ursusspelaeus de Europa y ha sido estudiado porGRANDAL ET AL., (1993, 1997a,1997b).

Todas las muestras analizadas en estetrabajo proceden del mismo nivel estrati-gráfico, de potencia 72 cm formado poralternancias de arcillas y suelos estalag-míticos. Se dató por 14C AMS un huesode este nivel en 24.090±440 años B.P.,valor que aplicamos al resto de los huesoshallados en el mismo nivel.

Con el fin de comprobar si el tipo dehueso tenía influencia en la posibilidadde recuperar colágeno, se hizo un análi-sis preliminar del contenido en carbonoy nitrógeno en vértebras, de tejidoesponjoso, y huesos largos más compac-tos de la muestra que se iba a estudiar.Los resultados se presentan en la tabla 1:

TTAABBLLAA 11.. AAnnáálliissiiss eelleemmeennttaall ddee mmuueessttrraass ddeeddiiffeerreennttee tteejjiiddoo óósseeoo..

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

%C %N C/N————————————————————VertebrasF-1 4.10 0.04 119.8F-3 1.05 0.04 30.62F-9 2.14 0.05 50.65F-10 1.89 0.05 44.1Hueso largoF-2 7.3 2.15 3.96F-4 5.81 1.61 4.21F-6 6.14 1.75 4.04F-7 3.83 0.91 4.91F-8 2.5 0.46 6.34————————————————————

Al conservar los huesos largos máscompactos un porcentaje mayor de nitró-geno, se escogieron para el análisis defini-

tivo 30 costillas de individuos adultos yjuveniles (serie EUSA) y 30 huesos largosde neonato (serie EUSJ).

Todos los huesos fueron lavados repeti-das veces en baño de ultrasonidos con ace-tona y agua destilada, hasta que no seobservó turbidez. Se pulverizó una canti-dad aproximada de 1g de cada hueso en unmolino de bolas de ágata hasta un tamañomayor de 25 mm. Según IACUMIN ETAL. (1996), el contenido en nitrógeno delhueso es un indicador fiable de la recupe-rabilidad del colágeno óseo, por ello seanalizaron 5 mg de polvo óseo de cadamuestra en un Analizador Elemental (EA)Carlo-Erba 1108 con una reproducibilidadanalítica mejor que el 0.1%. Para la

FFiigg.. 22.. PPrroottooccoolloo aannaallííttiiccoo ppaarraa llaa eexxttrraacccciióónn ddeellccoolláággeennoo óósseeoo.. BBOOCCHHEERREENNSS EETT AALL..,,11999977..


TTAABBLLAA 22.. RReessuullttaaddooss ddee llooss aannáálliissiiss SSIIRRMMSS ddee llaass mmuueessttrraass ccuuyyaa rreellaacciióónn CC//NN oosscciillaa eennttrree 22,,99--33,,66..——————————————————————————————————————————número muestra %N óseo rend(mg/gr) %Ncol %Ccol ð15Ncol ð13Ccol C/Ncol——————————————————————————————————————————eusa-1 costilla 0,86 88 13,24 35,95 6,81 -21,64 3,2eusa-3 costilla 1,25 80 11,21 28,17 6,00 -21,11 2,9eusa-4 costilla 1,45 115,3 11,35 29,17 6,61 -21,08 3,0eusa-6 costilla 2,59 92 12,54 32,32 5,88 -20,04 3,0eusa-7 costilla 2,61 100 11,00 27,70 6,74 -20,68 2,9eusa-8 costilla 3,20 82,75 12,62 32,27 5,72 -20,90 3,0eusa-9 costilla 1,97 18,57 8,13 21,44 4,42 -20,78 3,1eusa-10 costilla 3,04 120,4 12,86 32,41 6,01 -20,33 2,9eusa-11 costilla 1,58 34,61 10,22 26,50 3,85 -22,22 3,0eusa-12 costilla 1,29 29,2 11,31 28,07 6,44 -21,32 2,9eusa-13 costilla 1,30 58,57 9,90 27,12 5,97 -20,68 3,2eusa-14 costilla 2,32 104,4 11,68 31,65 6,94 -21,37 3,2eusa-15 costilla 0,85 57,27 11,45 31,17 5,18 -21,30 3,2eusa-16 costilla 2,31 73,6 3,24 8,19 5,28 -20,56 2,9eusa-17 costilla 0,75 28,97 9,59 26,08 5,31 -21,27 3,2eusa-18 costilla 2,75 142,3 12,53 33,65 6,13 -20,44 3,1eusa-19 costilla 1,68 40,2 4,39 11,22 6,07 -21,20 3,0eusa-22 costilla 2,88 172,59 12,64 33,65 6,43 -20,89 3,1eusa-24 costilla 0,72 37,64 8,29 22,92 6,52 -21,44 3,2eusa-29 costilla 1,06 37,58 8,35 22,34 5,13 -21,19 3,1eusa-30 costilla 2,64 81,15 9,11 24,32 5,02 -21,03 3,1eusa-31 costilla 2,27 95 8,42 21,00 5,53 -20,42 2,9eusa-32 costilla 1,36 31,03 4,09 10,53 5,07 -21,23 3,0eusj-2 húmero 2,88 82,92 5,92 16,06 9,15 -21,88 3,2eusj-3 húmero 2,97 26,80 8,41 22,00 8,66 -21,62 3,1eusj-5 húmero 2,61 64,58 7,65 19,26 9,04 -21,27 2,9eusj-6 ulna 1,64 80,40 9,43 24,58 8,36 -21,06 3,0eusj-7 ulna 1,31 71,67 4,01 11,11 7,52 -21,73 3,2eusj-8 ulna 1,57 59,20 6,41 17,67 8,17 -21,70 3,2eusj-9 ulna 3,17 194,80 9,64 26,31 8,33 -22,30 3,2eusj-11 ulna 2,55 134,57 5,72 15,79 5,57 -21,30 3,2eusj-13 fémur 3,04 95,77 8,00 22,35 8,86 -21,70 3,3eusj-14 fémur 2,72 98,50 7,57 20,89 9,96 -21,88 3,2eusj-15 tibia 0,52 36,97 3,38 10,50 9,09 -22,26 3,6eusj-16 tibia 3,09 180,83 10,24 28,10 9,05 -22,45 3,2eusj-17 tibia 1,93 114,06 8,28 23,67 9,23 -22,39 3,3eusj-19 tibia 2,81 140,80 8,73 23,97 7,69 -21,79 3,2eusj-20 tibia 2,52 115,00 8,09 22,67 8,27 -22,05 3,3eusj-21 radio 2,56 101,92 5,35 16,20 6,73 -22,79 3,5eusj-22 radio 2,51 161,79 9,66 26,40 9,18 -21,82 3,2eusj-23 radio 3,36 146,40 8,61 24,02 6,67 -21,30 3,3eusj-24 radio 3,05 114,07 8,64 23,57 7,25 -21,32 3,2eusj-25 radio 2,26 88,00 7,85 21,84 7,85 -21,97 3,2eusj-26 radio 1,77 67,20 4,00 11,91 9,04 -22,12 3,5eusj-27 radio 3,1 127,92 8,53 23,32 8,47 -21,87 3,2eusj-28 radio 3,01 97,60 7,35 20,29 8,52 -21,54 3,2eusj-29 radio 3,15 125,00 7,64 21,34 9,13 -22,04 3,3eusj-30 radio 2,43 114,44 8,36 22,99 5,16 -21,41 3,2——————————————————————————————————————————

extracción del colágeno òseo se utilizaronentre 250 y 350 mg de polvo y se siguió elprocedimiento de BOCHERENS ET AL.,(1997), (ver figura 2 ). La señal isotópicadel colágeno se midió en un Finigan MatDelta Plus acoplado a un EA Carlo-Erba1108, con una reproducibilidad analíticamejor que el 0.1‰ para el carbono ymejor que el 0.2‰ para el nitrógeno. Losresultados se refieren a los estándares PDBy N2 atmosférico (MARIOTTI, 1984), res-pectivamente.

En el estudio estadístico de los datos,se utilizó el análisis cluster de K-medias.Se trata de un análisis exploratorio de losdatos para formar grupos minimizando lasdistancias entre los miembros de unmismo grupo y maximizando las distan-cias entre grupos (MORRISON, 1990).

3. RREESSUULLTTAADDOOSS

Los resultados de los análisis SIRMS delas series EUSA y EUSJ se muestran en latabla 2. El colágeno que se considera (DENIRO, 1985) isotópicamente bien conser-vado debe mostrar una relación C/N queoscile entre 2,9 y 3,6. De las muestras ana-lizadas, 48 cumplieron este requisito y susresultados se exponen en la tabla 2:

El porcentaje de nitrógeno en el huesovaría desde 0,72 hasta 3,2% en la serieEUSA y desde 0,52 hasta 3,36% en la serieEUSJ. Se observa una correlación significa-tiva entre el porcentaje de nitrógeno y elrendimiento de la extracción del colágeno (r=0,6640, p<0,0001, n=48; ver fig. 3).

El contenido en carbono y nitrógenodel colágeno extraido varía desde 8,19hasta 35,95% y desde 3,24 hasta 13,24respectivamente en la serie EUSA. En la

serie EUSJ estos porcentajes van desde10,5 hasta 28,14% para el carbono y desde3,38 hasta 10,24% para el nitrógeno.Existe una correlación muy significativaentre el porcentaje de carbono y el denitrógeno para ambas series (r=0,9910,p<0,0001, n=48; ver fig. 4).

Los valores de δ13C y δ15N del colágenoestán entre -22,79 y -21,06‰ y desde5,16 hasta 9,96‰ respectivamente en laserie EUSJ. La variación en la serie EUSAes de - 22,22 hasta -20,44‰ en el δ13C yde 3,85 hasta 6,94‰ en el δ15N. Se reali-zó un análisis cluster de K-medias sobre elδ15N de la serie EUSA obteniéndose 2 gru-pos (p<0,001 al 95% de significación) enlos que se hallaron los valores medios deδ13C y δ15N:

TTAABBLLAA 33.. DDiissttrriibbuucciióónn eenn ggrruuppooss ddee llaa sseerriieeEEUUSSAA sseeggúúnn eell aannáálliissiiss cclluusstteerr ddee KK--mmeeddiiaass..

————————————————————nº muestras δ13C δ15N

————————————————————Grupo 1 14 -20,93±0,46‰ 6,30±0,38‰Grupo 2 8 -20,97±0,34 ‰5,11±0,32‰

————————————————————

4. DDIISSCCUUSSIIOONN

La gran variabilidad observada en elcontenido en carbono y nitrógeno delcolágeno extraído puede poner en dudaque el resultado de la extracción sea real-mente colágeno, pues la concentraciónde ambos tendría que venir determinadapor su relación estequiométrica. Sinembargo el hecho de que la correlaciónsea tan alta (ver fig. 3) nos permite des-cartar que el carbono y el nitrógeno pro-vengan de otras fuentes que no sean el


colágeno, pues en ese caso deberían guar-dar otra proporción distinta. La variabi-lidad podría deberse a la alteración post-enterramiento de los restos óseos, sin quese observen pérdidas preferenciales deuno u otro elemento. Además, el conte-nido medio en carbono y nitrógeno delcolágeno recuperado de la serie EUSJ(%N=7,32±2,29 y %C=20,84±9,55) esmenor que en el del recuperado en laserie EUSA (%N=9,92±2,87 y%C=25,99±7,58), lo que quizá tengaque ver con la estructura del hueso.Loshuesos de una cría de edad tan tempranacomo la de un neonato tendrían unaestructura más porosa que permitiría unaalteración mayor de la materia orgánicadel hueso.

La señal isotópica del colágeno fósilestá condicionada fundamentalmentepor dos factores: metabólicos y ambien-tales. Para delimitar el peso de uno yotro en la interpretación de los resulta-dos es de suma importancia la caracteri-zación paleontológica de los restos que

se van a estudiar. Todas los muestrasestudiadas se encuentran en el mismonivel estratigráfico y son contemporáne-as, y podemos asumir que correspondena las mismas condiciones climáticas. Alproceder todas del mismo yacimiento,variables como suelo y vegetación handebido influir en todas las muestras porigual. WANG & CERLING, 1994, pro-ponen que la variación entre individuosde la misma especie procedentes de lamisma zona no es mayor que ± 0.5‰para el δ13C y ±0.6‰ para el δ15N. Deesta manera, la variabilidad observadaen estas medidas debería explicarse enfunción de factores metabólicos princi-palmente y no ambientales.

• Serie EUSA:

La variabilidad en el δ15N medido enesta serie es más que notable, hasta elpunto de que la interpretación en base alos valores extremos da lugar conclusionestotalmente distintas. La distribución obte-


FFiigg.. 33.. rreenndd==1177,,882255++3311,,881122**%%NNoosseeoo,, rr==00,,666644((pp<<,,00000011))..

FFiigg.. 44.. %%CCccooll==11,,440022++22,,5522**%%NNccooll.. rr==00,,999911((pp<<00,,00000011,, nn==4488))..

nida por el análisis cluster de K-mediasdivide la muestra en dos grupos claramen-te diferenciados en sus valores de δ15N yδ13C integrados por un 63% y un 37% delas muestras estudiadas (Grupo 1 y 2 res-pectivamente; ver tabla 3). Esta relacióncoincide con la encontrada para individuosjuveniles (65%) y adultos (35%) en esteyacimiento (GRANDAL, 1993) y con laque se encuentra mayoritariamente enotros yacimientos europeos (KURTEN,1958). Para el grupo de los juveniles(Grupo 1), el valor medio de δ15N (vertabla 3) es superior al de los adultos(Grupo 2), lo que podría ser consecuenciade un lento reemplazo de la señal hereda-da de su etapa de lactancia. En cuanto alδ13C, el valor del grupo de juveniles es elmismo que en el grupo de los adultos, loque se debe a 2 factores principalmente. Elprimero es la menor cuantía del fracciona-miento isotópico que sufre el carbono porlo que las diferencias entre los neonatos ylos adultos son menores que en el caso delnitrógeno. El otro factor es que el reem-plazo del carbono en los tejidos al ser másrápido explica que no existan diferenciasentre juveniles y adultos.

Para este yacimiento, GRANDAL &VIDAL ROMANI (1997b), proponen queel periodo de ocupación de la cueva sehabría producido durante un pequeña pul-sación positiva durante la última deglacia-ción con temperaturas medias más bajasque en la actualidad. Por ello, los ososhibernarían durante más tiempo y se ten-drían que refugiar en zonas de menor alti-tud, quedando además aislados respecto aotras poblaciones de la cordillera cantabri-ca. Siguiendo a los mismos autores, elperiodo de hibernación sería más largo que

en el presente por lo que su influencia enla composición isotópica del colágeno fósiles más importante también. Durante lahibernación, el metabolismo de los lípidos(con un contenido en 13C menor que lasdemás fracciones del catabolismo energéti-co) empobrece el contenido en 13C en elcolágeno (BOCHERENS ET AL.,1994).Cuantas más hibernaciones hubiese sopor-tado un animal, más apreciable sería esteempobrecimiento y más negativo su δ13C.

A la hora de interpretar los resultados,el δ15N de los adultos reflejaría más fiel-mente las condiciones ambientales al noverse influido por la señal heredada de lalactancia. En el caso del δ13C, la diferenciaentre adultos y juveniles no existe. De estamanera, podemos comparar los valoresobtenidos para los osos de este yacimientocon los encontrados en otros estudiospublicados hasta la fecha (ver tabla 4):

TTAABBLLAA 44.. DDaattooss ((11,,22,,33)) ddee BBOOCCHHEERREENNSS EETTAALL..,,11999977..** nn==2222 ppaarraa δδ1133CC yy nn==88ppaarraa δδ1155NN..

————————————————————Localidad n ð13C ð15N————————————————————1Aldene (S Francia) 3 -20,8 3,12Mialet (S Francia) 5 -20,2 2,83Sclayn (Bélgica) 7 -22,1 4,9Eiros (NW España) * -20,95 5,11

————————————————————

El resultado del δ13C en Eirós es com-parable al de las dos primeras localidades ycorrespondería con una vegetación C3 enun ambiente distinto al de un bosquecerrado. También para Eirós, el δ15N, essensiblemente superior y la diferenciapodría estar en el distinto valor de partidapara el 15N en los suelos del yacimiento


estudiado. La dieta sería estrictamentevegetariana, predominando las plantasleguminosas, fijadoras de nitrógeno, cuyoδ15N está en un rango de 0-3‰ (AMBRO-SE; 1993) que al sumarle el fracciona-miento del 3‰ daría cuenta del valor delδ15N.

Un caso especial es el EUSA-11. Lasseñales isotópicas tanto del δ13C y δ15N sonnotablemente distintas al resto de los de suserie. Su δ15N es más pequeño y el δ13C másnegativo. En la literatura (WANG & CER-LING, 1994) estos valores se considerantípicos de ambientes de bosque cerradodebido al efecto “canopy” de reciclaje de lamateria orgánica. Así se explica la disminu-ción del δ13C y la mayor fijación del N2

atmosférico en un suelo forestal húmedo,por lo que una interpretación posiblepodría ser el individuo pasó la mayor partede su vida en un lugar distinto al de sumuerte. La posible preferencia de micro-habitats más cerrados por parte del Ursusspelaeus ha sido citada (BOCHERENS ETAL., 1997) como plausible explicación delvalor más negativo del δ13C respecto a otrosherbívoros. En este caso, todos los restos sonde la misma especie que además estaría ais-lada de otras poblaciones. Otra explicaciónse basaría en el cambio en la señal isotópicaligada a la edad del individuo. En un indi-viduo senil, el δ13C estaría más influenciadopor las largas hibernaciones que otros másjovenes, siendo por lo tanto más negativo.Respecto al δ15N, su diferencia respecto alvalor medio que proponemos para los indi-viduos adultos (mayor que 0.6‰ interindi-viduo) no estaría justificado por ningúnefecto fisiológico que conozcamos ligado ala edad. Además, la renovación de los teji-dos no se realiza a velocidad constante, sien-

do más intensa durante el crecimientocomo vemos en el cambio de δ15N de neo-natos a juveniles. En la madurez, esta tasade renovación sería más pausada y los cam-bios en la composición isotópica del coláge-no llevarían más tiempo. Esto, unido a quese desconocen las edades de los individuos alos que pertenecen los restos que se estu-dian, impide encontrar una relación cuanti-tativa que defina la magnitud de esta varia-ción.

• Serie EUSJ:

Dada su condición de neonatos, la ali-mentación de los integrantes de esta seriedebió ser exclusivamente la leche materna.Este alimento procede del metabolismo delos alimentos ingeridos por la madre, locual supone una etapa de fraccionamientosisotópicos adicional (BOCHERENS ETAL., 1994). El resultado es un nivel trófi-co superior para el lactante respecto a sumadre. Los valores medios obtenidos enesta serie son δ13C=-21,84±0,36‰ yδ15N=8,61±0,66‰ que un análisis t-Student encuentra significativamente dis-tintos (p<0,0001) de los obtenidos en laserie EUSA.

La diferencia entre el δ15N de los neo-natos y el δ15N del grupo de la serie EUSAidentificado como adultos es de 3,5‰,valor que se corresponde con el esperadopara un nivel trófico superior. Hay, sinembargo, valores claramente inferiores(eusj-11, eusj-21, eusj-23 y eusj-30; vertabla 2) en esta serie que entran en elrango observado en la serie EUSA. Unhecho similar fue observado por FOGELET AL., 1984, en un estudio de la varia-ción de δ15N en lactantes humanos; para


lactantes con una edad inferior a 2 mesesno existían diferencias entre el δ15N demadre e hijo.

Los valores de δ13C son también másnegativos (-0,86‰ entre los valoresmedios de δ13C) que los de la serie EUSA.Al ser la leche materna un alimento muyrico en grasas y estar éstas empobrecidasen 13C respecto a las proteinas, una dietacomo esta podría dar cuenta de los valoresmás negativos de δ13C respecto a una dietamás equilibrada en grasas y proteinascomo la que tendrían los adultos.

5. CCOONNCCLLUUSSIIOONNEESS

Para abordar el estudio isotópico derestos fósiles es muy importante disponerde la mayor información posible acerca delyacimiento con el fin de minimizar otrasvariables que pueden influir en la inter-pretación de los datos isotópicos.Asimismo es importante disponer de unnumero suficiente de muestras para que lainterpretación no se vea afectada por losdatos anómalos.

En cuanto a nuestro yacimiento, losdatos revelan un ambiente muy similar alde las poblaciones finipleistocenas deUrsus spelaeus estudiadas en el sur de

Francia. Esto correspondería a un ambien-te distinto al de un bosque denso; la dietasería vegetariana, de vegetación C3 con unaproporción importante de plantas fijadorasde nitrógeno.

Cabe destacar que dadas las caracterís-ticas de la muestra, las variaciones en lasmedidas de δ13C y δ15N son probablemen-te debidas a causas fisiólogicas. Caracte-rizando de esta manera la muestra, se llegaal mismo resultado que WANG & CER-LING (1994) en cuanto a que la variaciónentre individuos de la misma zona no esmayor que ±0,5‰ para el δ13C y ±0,6‰para el δ15N.

6. AAGGRRAADDEECCIIMMIIEENNTTOOSS

Los análisis SIRMS del presente estudiohan sido realizados en los SXAI de laUniversidade da Coruña. Queremos agra-decer especialmente el valioso apoyo y ladedicación inestimable recibida por partede su equipo, encabezado por su Director,Dr Miguel Maestro Saavedra. Este trabajoha sido subvencionado con cargo a los fon-dos de investigación proporcionados por elproyecto XUGA10308A97 y forma partede la tesis doctoral del autor.


7. BBIIBBLLIIOOGGRRAAFFIIAA

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AA 1122,,000000 yyrr δδ13CC aanndd δδ15NN iissoottooppiicc rreeccoorrdd ffrroommAAmmbboorroommeennaa,, AAnnddrriinnggiittrraa MMaassssiiff,, iinn

MMaaddaaggaassccaarr..

Registro isotópico de δ13C y δ15N de 12.000años de antigüedad de Amboromena (Macizo

de Andringitra, Madagascar).

LEIRA, M. & FERNANDEZ-MOSQUERA, D.

Profiles of percent carbon, nitrogen and phosphorus, carbon/nitrogen (C/N) ratios, percentorganic matter and carbonates, and stable carbon (δ13C) and nitrogen (δ15N) from a 176 cm corewere used to reconstruct environments of deposition in the Amboromena basin (Madagascar)during last 12,000 yr BP.From these profiles three distinctively different stages in the basin evolution were apparent,which could have been result from the response to changes in the climatic conditions. Similarchanges has been observed in other works about climate evolution in Madagascar and theAfrican Tropics during the Late Quaternary.

KKeeyywwoorrddss:: Madagascar, Andringitra Massif, stable isotopes, δ13C, δ15N, Late Quaternary, pale-oenvironmental reconstruction.

LEIRA, M. (Instituto Universitario de Xeoloxía, Universidade da Coruña, Campus da Zapateira s/n, 15071A Coruña (España) e-mail: [email protected]); FERNANDEZ-MOSQUERA, D. (InstitutoUniversitario de Xeoloxía, Universidade da Coruña, Campus da Zapateira s/n, 15071 A Coruña (España) e-mail: [email protected]).


252 Leira & Fernández-Mosquera CAD. LAB. XEOL. LAXE 23 (1998)


Es bien conocido que los episodios gla-ciares, en su totalidad, vienen marcadospor variaciones en la geometría orbital dela tierra que dicta la contribución estacio-nal de la radiación solar durante ciclos dedecenas a cientos de miles de años. Unavez alcanzada su madurez, las masas dehielo de varios km de espesor que sehabian formado ayudaban a mantener lascondiciones frías, a causa del enfriamientoy la sequedad del aire circundante y elreflejo de la radiación solar.

Por otra parte, se conoce poco acerca dela respuesta de los trópicos a los cambiosclimáticos principales durante elCuaternario y siempre se ha aceptado deforma general que los trópicos se han man-tenido lejos de la influencia directa decualquiera de las grandes masas de hielo, ycualquier cambio en la insolación inducidapor los cambios orbitales habría sido insig-nificante para las áreas tropicales.

En los últimos años se han aportadouna serie de evidencias geoquímicas y geo-morfológicas que han arrojado serias dudassobre la idea de que el clima en los trópi-cos ha permanecido invariable a través delos ciclos glaciares y que evidencianimportantes cambios climáticos en los tró-picos durante el Último Máximo Glaciar(LGM) (METCALFE, 1993; THOMP-SON, 1998).

Sin embargo las fuerzas externas capa-ces de provocar este enfriamiento todavíano han podido ser identificadas.Simulaciones climáticas, incorporando losactuales patrones oceánicos de transportede calor, muestran que durante las condi-ciones típicas que debieron prevalecer

durante el enfriamiento en la Edad delHielo se tuvo que producir un enfriamien-to sustancial en los trópicos y subtrópicos(CHARLES, 1997; WEBB et al., 1997).

En este trabajo presentamos un regis-tro paleoambiental de 12.000 BP a partirdel análisis isotópico del sondeo obtenidoen Amboromena (22º 14’ S - 46º 55’ N,2.450 m) una llanura de inundación sobreuna cubeta de alteración química, con unapequeña evacuación hacia el sur, en elMacizo de Andringitra en las montañasdel sur de Madagascar (Fig. 1).

El uso de los isótopos estables de ele-mentos biológicamente importantes,

FFiigg.. 11.. MMaappaa mmoossttrraannddoo llaa llooccaalliizzaacciióónn ddeell áárreeaa ddeettrraabbaajjoo..

CAD. LAB. XEOL. LAXE 23 (1998) A 12,000 yr δ13C 253

como carbono y nitrógeno, se justifica porla amplia variedad de procesos biológicosy químicos que causan fraccionamiento delos isótopos estables en el sedimento loque permite hacer conjeturas acerca de lahistoria climática y de las condicionesambientales. El isótopo estable del carbo-no (13C) sufre un fraccionamiento debido ala fotosíntesis. Por ello, puede ser unimportante reflejo de la productividad,tipo de vegetación y otros factores biológi-cos LAJTHA & MARSHALL, 1994).También puede obtenerse una valiosainformación paleoambiental a partir delisótopo estable del nitrógeno (15N), ya quepermite estimar la contribución de la fija-ción del nitrógeno simbiótica a la econo-mía total de la planta y la variación siste-mática en los valores de 15N según el tipode vegetación (SHEARER & KOHL,1986).

Nuestro estudio pretende aumentar elconocimiento sobre los cambios ambienta-les durante el Holoceno en el sur de lostrópicos en respuesta a los factores climá-ticos.

AAMMBBIIEENNTTEE AACCTTUUAALL

El macizo de Andringitra está forma-do por una sucesión de relieves residualesque se pueden identificar como una partede la superficie primitiva de Gondwana(VIDAL ROMANÍ et al., 1997). La partealta del Andringitra —entre 2.000 y2.500 m— se puede considerar como elresto de una superficie de erosión subaéreade edad preterciaria (PETIT, 1971).

El clima puede definirse como frío yhúmedo de tipo tropical montañoso condos estaciones claramente diferenciadas;

una estación fría y seca que transcurre demayo a octubre y una estación húmeda ycálida entre noviembre y abril (PETIT,1971).

La estación fría y seca se halla caracte-rizada por la severidad de las temperatu-ras, la amplitud térmica diaria (mayor de30ºC) y la rápida degradación de las tem-peraturas (descensos de 15-20º C en 15minutos). La temperatura diurna sueleoscilar entre 15-20º C y son frecuentes lasheladas nocturnas, pudiendose alcanzar -12 o -15º C aunque los valores más fre-cuentes son -2 a -5º C. Las precipitacionestienen una media mensual de 40-60 mm.

Durante la estación húmeda y cálida lastemperaturas son elevadas (máxima ligera-mente inferior a 30ºC y la mínima noctur-na nunca inferior a 0º C, oscilando entre 2 y7º C) y precipitaciones abundantes (400mm de media mensual) que representan el80% de la precipitación anual. La existen-cia de esta temperatura mínima nocturnatan baja es muy importante porque revela elpapel del frío en este sistema montañoso,incluso durante la estación seca.

La vegetación está dominada por elmatorral de ericáceas (Philippia) y plantasxerofíticas (PETIT, 1971). En las grandescubetas y charcas estacionales losSphagnum, Senecio y Cyperus se desarrollancopiosamente. Las compuestas y legumi-nosas están representadas por una multi-tud de especies, es especialmente abun-dante el género Helichrysum. Es bastantefrecuente aunque no muy abundante unaespecie muy característica, la Dombeyamanantha. La vertiente noroeste de la cade-na está prácticamente desértica. Destacanuna especie particular de palmera, Raveneaglauca, que aparece hasta los 2.100 m y la


Mimosa andringitrensis entre 1.600 y 1.800m. En la parte central y meridional laPhilippia alcanza la cota de los 2.550 m,las vertientes rocosas poseen una vegeta-ción xerofítica y los líquenes y musgostiene una distribución muy densa.Pequeños bambús ocupan el fondo deestrechas gargantas. A partir de los 2.400m el paisaje mineral predomina sobre elvegetal, pero algunos replanos o barran-queras con una fuente de agua casi perma-nente presentan una vegetación caracterís-tica de charcas y turberas (Sphagnum,Senecio, Cyperus y Philippia).

Este escalonamiento de la vegetación,así como las asociaciones entre las distintasespecies, permiten una comparación con elKilimandjaro. En efecto, el estrato vegetalque en la montaña malgache aparece entre2.200 y 2.650 se halla entre 3.500 y 4.200m en las pendientes meridionales delKilimandjaro (PETIT, 1971).


Se realizó un sondeo de 176 cm deespesor en el centro de la cubeta deAmboromena utilizando una sonda rusa.De la muestra estudiada se extrajeron ali-cuotas a intervalos de 8 cm, que se homo-geneizaron en un molino de bolas de ágatahasta un tamaño mayor de 25µm con el finde preparar la muestra para los análisisgeoquímicos. Se realizó una datación por14C convencional a 164 cm de profundidadcon un resultado de 11.580 ± 145 BP.

MMaatteerriiaa oorrggáánniiccaa yy ccaarrbboonnaattooss::

El contenido en materia orgánica sedeterminó por diferencia de pesada des-

pués de calentar una alicuota de 0,5 g a550ºC durante 2 horas. El contenido encarbonatos se halló de igual manera pero auna temperatura de 925ºC durante 4 horas(BENGTSSON & ENELL, 1986).

AAnnáálliissiiss eelleemmeennttaall ::

El contenido total en carbono y nitró-geno se midió en un Analizador Elemental(EA) Carlo-Erba 1108 CHN. Los análisisse efectuaron por triplicado con una repro-ducibilidad analítica mejor que el 0,1 %.

La determinación de fósforo total en elsedimento se realizó siguiendo el procedi-miento descrito por BENGTSSON &ENELL, 1986. Brevemente, 0,5 g de cadaalícuota después de una digestión ácida conHNO3 concentrado, se solubilizaron enHCl 0,1N. Alícuotas de 0,5 ml de cadadisolución de sedimento junto con unamezcla de reactivos que contenía molibdatoamónico ((NH4)6Mo7O24•4H2O) se disol-vieron en agua destilada. En estas condicio-nes se forma la especie fosfomolibdato quese determina por espectrofotometría UV-VIS a una longitud de onda de 882 nm.Para hacer la medida se empleó un espec-trofotómetro UV-VIS Perkin ElmerLambda 11. La reproducibilidad fue del±0,1%.

IIssóóttooppooss eessttaabblleess ::

Alrededor de 5mg de muestra pulveriza-da se analizaron por triplicado en un espec-trómetro de masas de relaciones isotópicasestables (SIRMS) Finigan-Mat Delta Plusacoplado a un EA Carlo-Erba 1108 CHN.Las relaciones isotópicas 13C/12C y 15N/14N seexpresan en unidades «delta» (δ(‰)) res-


pecto de los estándares PDB y nitrógenoatmosférico (MARIOTTI, 1984) respectiva-mente. La reproducibilidad analítica fuemejor que el 0,1‰ para el carbono y mejorque el 0,2‰ para el nitrógeno.


Los resultados obtenidos de los análisis demateria orgánica, carbonato, carbono, nitró-geno, fósforo, δ13C y δ15N se muestran deforma abreviada en la tabla 1 y en la figura 2.

MMaatteerriiaa OOrrggáánniiccaa yy CCaarrbboonnaattooss::

El contenido en materia orgánicaexperimenta una tendencia general al

aumento con un episodio entre 96 y 128cm en el que se produce un fuerte incre-mento hasta valores superiores al 20%para después volver a la tendencia inicial.En la parte más superior del testigo seobserva un paulatino aumento en el con-tenido en materia orgánica hasta alcanzarvalores próximos al 20 % a techo de lasecuencia.

Los carbonatos se mantienen a nivelesmuy bajos (~1%) en toda la secuenciaexcepto entre 96 y 128 cm. Etapa en lase llega a alcanzar un valor máximo de1,6% a 104 cm de profundidad. Esteincremento en el contenido en carbona-tos, relativamente constante en toda lasecuencia excepto en ese intervalo,

TTAABBLLAA 11.. RReessuummeenn ddee llooss rreessuullttaaddooss oobbtteenniiddooss ddee llooss aannáálliissiiss rreeaalliizzaaddooss eenn eell sseeddiimmeennttoo ddee AAmmbboorroommeennaa—————————————————————————————————————————Prof.(cm) M. O. (%) CO3 (%) C (%) N (%) P (%) C/N N/P C/P δ15N δ13C—————————————————————————————————————————

8 24,8 0,9 13,55 0,91 0,05 14,93 18,2 271 5,63 -25,0116 19,66 0,9 10,05 0,63 0,04 15,88 15,75 251,25 6,43 -25,4924 19,8 1 10,29 0,61 0,05 16,87 12,2 205,8 6,1 -24,9532 17,22 1,1 8,8 0,53 0,03 16,64 17,67 293,33 5,52 -25,2140 17,7 1,2 8,8 0,51 0,02 17,3 25,5 440 3,92 -24,8548 17,28 1,1 8,83 0,47 0,04 18,94 11,75 220,75 4,08 -24,8856 15,1 1,1 7,95 0,45 0,03 17,49 15 265 4,75 -24,6864 13,56 1 6,93 0,38 0,02 18,24 19 346,5 3,33 -24,7272 15,5 1,1 7,59 0,43 0,03 17,51 14,33 253 3,07 -24,7180 16,63 1,1 8,5 0,4 0,02 21,37 20 425 3,09 -24,4488 10,5 1 5,13 0,31 0,03 16,51 10,33 171 2,19 -24,2296 12,44 1,3 6,36 0,34 0,05 18,71 6,8 127,2 2,08 -24,38

104 22,5 1,6 13,04 0,66 0,04 19,9 16,5 326 1,9 -24,3112 20,39 1,5 10,42 0,49 0,23 21,34 2,13 45,3 2,19 -24,67120 19 1,5 10,95 0,45 0,05 24,22 9 219 2,67 -24,01128 9,9 1,2 5,06 0,27 0,06 18,75 4,5 84,33 2,39 -24,7136 8,6 1,1 4,39 0,22 0,02 19,88 11 219,5 3,01 -24,76144 10,47 1,2 5,35 0,21 0,07 26,08 3 76,43 3,22 -25,3152 7,5 1 3,49 0,16 0,03 21,25 5,33 116,33 4,3 -25,43160 6,1 1 3,12 0,13 0,03 24,02 4,33 104 4,13 -25,46168 4,6 0,9 2,09 0,08 0,02 25,44 4 104,5 1,53 -25,44176 7,79 1 3,98 0,17 0,05 23,38 3,4 79,6 2,72 -25,27

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


podría indicar una fuente de producciónautóctona. Habida cuenta de la litologíade la cuenca, pobre en carbonatos, unaumento en su concentración sólo podríaser debido a una precipitación en medioacuoso como resultado del incremento enla producción primaria. La precipitaciónde carbonatos se produciría debido a lautilización fotosintética del CO2 por los

macrófitos y la flora litoral sumergida.Un cambio hacia condiciones climáticasmás húmedas ha sido registrado pordiversos autores (GASSE & VANCAMPO, 1998; SIFEDDINE et al.,1995) en el Lago Tritrivakely enMadagascar entre 9.000-6.000 BP y enel Este de Africa para el mismo período(STAGER et al., 1997; GASSE, 1998).

CCaarrbboonnoo,, NNiittrróóggeennoo yy FFóóssffoorroo::

Los valores de carbono son en un princi-pio relativamente bajos, incrementándosegradualmente en la parte más profunda delsondeo. A 128 cm de profundidad se produ-ce un importante incremento en el conteni-do en carbono, alcanzando su máximo a 104cm de profundidad decreciendo despuéshasta valores de 6% similares a los del sedi-mento más profundo. El contenido en car-bono vuelve a aumentar hacia la parte supe-rior del perfil. La correlación, altamente sig-nificativa (rs= 0,989, p < 0,0001) entre lamateria orgánica y el carbono, evidencia elorigen orgánico de éste último.

El aumento en materia orgánica y car-bono entre 96 y 128 cm probablementerefleja un aumento de la productividad y/oun mayor desarrollo de la vegetación. Elaumento de la productividad primariapodría conducir a condiciones de anoxia.En estas condiciones se acumularía máscantidad de materia orgánica y se favorece-ría su preservación.

El contenido en nitrógeno exhibe unavariación a lo largo de la secuencia similara la observada para la materia orgánica y elcarbono. La acumulación de nitrógeno enel sedimento es mayormente (> 90%) deorigen orgánico (MARTINOVA, 1993).

FFiigg.. 22.. PPeerrffiilleess eenn llaass aabbuunnddaanntteess rreellaattiivvaass ((%%)) ddeemmaatteerriiaa oorrggáánniiccaa,, ccaarrbboonnaattooss,, ccaarrbboonnoo,,nniittrróóggeennoo yy ffóóssffoorroo:: rreellaacciioonneess iissoottóóppiiccaass1133CC yy 1155NN ((‰‰));; rreellaacciióónn CC//NN..

El contenido en nitrógeno se mueve en elrango de valores entre 0,13 y 0,91%. Laparte más profunda del perfil es la máspobre en nitrógeno (0,08-0,27%) convalores característicos de suelos con altocontenido mineral.

Los valores de fósforo son bajos (0,02-0,07%) durante todo el perfil. Pero alrede-dor de 112 cm se produce un abrupto incre-mento alcanzando su valor más alto (0,23%).Probablemente, son varios los mecanismosque pueden provocar valores tan elevados.Por un lado, las condiciones de anoxia en unmedio con una alta productividad y de aguassomeras, provocaría la liberación del fósforodel sedimento hacia el agua debido a un gra-diente en el potencial redox entre agua ysedimento (WETZEL, 1981). Por otra parte,la disminución de la concentración de Ca2+ alprecipitarse como carbonato provocaría unaumento en la concentración de fósforo pro-cedente del apatito (Ca5(PO4)3OH) (GOL-TERMAN & DE GROOT, 1994). Además,condiciones más húmedas provocarían unaumento de la meteorización en la cuenca yconsecuentemente un mayor aporte de fósfo-ro inorgánico.

CC//NN::

Respecto al índice C/N, este puedeayudarnos a definir la naturaleza de lamateria orgánica. Los valores de C/N des-cienden hasta valores cercanos a 25 a 168cm de profundidad a un mínimo de 15 a 8cm, con algunas marcadas fluctuaciones a144, 120 y 80 cm en las que esta relaciónse incrementa de forma apreciable (valoressuperiores a 20 en algunos casos) para des-pués volver a caer.

Los valores altos de C/N podrían indi-

car una gran influencia de una vegetacióncompuesta por plantas ricas en celulosaque poseen índices característicos > 20(ROBINSON et al., 1993).

Desde 72 cm hasta la superficielosvalores permanecen entre 14 y 19. Lamateria orgánica terrestre se caracterizapor tener valores > 12 (THORNTON &McMANUS, 1994). Se han descrito valo-res C/N para el humus en el rango entre10 y 20 (LAMI et al., 1994).

De todos modos esta medida reflejauna mezcla de las distintas fuentes demateria orgánica, composición de la vege-tación y degradación biológica. por otraparte el hecho de medir nitrógeno totalpuede hacer que la presencia de nitrógenoinorgánico artificialmente crease bajosíndices.

δδ1133CC::

El δ13C es prácticamente constante a lolargo de todo el perfil oscilando sus valoresentre -25,49‰ y -24,01‰, rango caracte-rístico de las plantas terrestres conocidascomo C3, típicas de climas templados(STUIVER, 1975), que utilizan la rutafotosintética de Calvin-Benson. Las plantasC3 tienen un menor contenido en 13C res-pecto a las C4 debido a la discriminaciónisotópica de la enzima ribulosa-difosfatocarboxilasa (O’LEARY, 1981), mostrandoun δ13C medio de -27‰. Entre 128 y 80cm se produce un ligero enriquecimientoen el contenido en 13C. Este aumento seríaconsecuente con la presencia de una vegeta-ción sumergida cuya actividad fotosintéticaprovocaría la precipitación de carbonatos.El contenido en 13C de éstos, procedentes dela disolución de las rocas silicatadas del


substrato, es aproximadamente el mismoque el del CO2 atmosférico, un -25‰ demedia (HAKANSSON, 1985), lo queexplicaría el pequeño incremento observadoen el δ13C.

δδ1155NN::

Los valores de δ15N oscilan entre 1,53‰y 6,43‰. El valor mínimo al principio de laserie se corresponde con la menor abundan-cia en materia orgánica. Los valores másbajos aparecen entre 88 y 128 cm (1,9-2,67‰). Estos valores tan bajos son consis-tentes con la existencia de una fuente atmos-férica (HASSAN et al., 1997) que se hallamínimamente fraccionada y con la existenciade vegetación acuática sumergida o flotante(0-4‰) (KEOUGH et al., 1996). Los valo-res más altos son coherentes con la influenciade una vegetación emergida (2-6‰)(KEOUGH et al., 1996) y se encuentran enla parte superior del perfil (4,08-6,43‰).

El uso del δ15N como paleoindicadorpuede no ser fiable debido a que la relaciónisotópica original puede haberse perdido osolapado por alteración bioquímica ante-rior y/o posterior a la deposición. Los valo-res de δ15N y contenido en nitrógenomuestran una baja correlación (r=0,51,pendiente=3,6) (Fig. 3) lo que revela lafalta de relación y de enriquecimiento iso-tópico en 15N durante la diagénesis. Laausencia de tal tendencia revela que losprocesos diagenéticos apenas han afectadoa la relación isotópica original.


A la luz de los resultados obtenidos,podríamos distinguir tres etapas distintas

en la evolución de la cuenca. La primera deellas , de 176 a 128 cm, caracterizada porun bajo contenido en materia orgánica yuna relación C/N superior a 20 reflejan unambiente árido, con presencia de unavegetación rica en celulosa.

En la segunda, de 128 a 88 cm, se pro-duciría un cambio hacia condiciones máshúmedas que en la etapa anterior. En estascondiciones podría desarrollarse unambiente de aguas someras colonizado poruna flora litoral y sumergida, que tendríacomo consecuencia un aumento en la pro-ductividad, la precipitación de carbonatosy la concentración de fósforo en el sedi-mento. El δ15N en esta etapa es típico deplantas fijadoras del nitrógeno atmosféri-co, cuyo desarrollo se vería favorecido porla desaparición de las condiciones de ari-


FFiigg.. 33.. GGrrááffiiccaa mmoossttrraannddoo llaa rreeccttaa ddee rreeggrreessiióónn ddeellccoonntteenniiddoo ddee nniittrróóggeennoo ffrreennttee aa δδ1155NN..

dez. Un periodo más húmedo ha sido tam-bién observado en otros trabajos realizadosen Madagascar y Este de Africa que habríaalcanzado su óptimo entre 9.000 y 6.000BP.

Por último en la tercera etapa, desde88 cm hasta la superficie del perfil, hay unaumento progresivo del contenido enmateria orgánica provocado por la acumu-lación de restos vegetales. La relación C/Nse encuentra en el rango descrito para sue-los húmicos y el δ15N se incrementa hastavalores acordes con una vegetación emer-gida y con la remineralización del nitróge-no orgánico que se produce durante el pro-ceso de humificación.


Los análisis SIRMS han sido realiza-dos en los S.X.A.I. de la Universidade daCoruña, a cuyo equipo, en la persona desu director Dr. Miguel Maestro Saavedra,queremos agradecer la colaboración pres-tada. También queremos expresar nues-tro agradecimiento a la Oficina delW.W.F. en Ambalavao por su inestima-ble ayuda y asistencia durante el trabajode campo y especialmente a todo el equi-po malgache que nos acompañó. Estetrabajo es parte del Proyecto Andringitray Pic d’Ivohibe gestionado por la«Association National pour la Gestiondes Aires Protégées» (W.W.F.)



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NNoottaa ssoobbrree eell eessttuuddiioo ddee AADDNN aannttiigguuoo eenn rreess--ttooss óósseeooss ddee mmaaccrroommaammííffeerrooss ccuuaatteerrnnaarriiooss ddee

GGaalliicciiaa

Note about ancient DNA studies in fossilbones from Galicia quaternary large mammals

VILA TABOADA, M.

AABBSSTTRRAACCTT

New biomolecular methods allow us to reach the ancient DNA preserved in fossil bones. Thispaper shows first extractions of this genetic material in cave bear bones (Ursus spelaeus) fromGalicia (NW Iberian Peninsula). The sequence of mtDNA that we have got is similar to publis-hed data from French fossils (HÄNNI, 1994), although future studies will let us determinatehow different the populations of this extint species are.

KKeeyy wwoorrddss:: ancient DNA, Quaternary, Ursus spelaeus, ursids, Galicia.

VILA TABOADA, M. (Instituto Universitario de Xeoloxía. Universidade da Coruña. 15071. A Coruña).


264 Vila Taboada, M. CAD. LAB. XEOL. LAXE 23 (1998)


La extracción de biomoléculas en mate-riales fósiles y subfósiles ha mejorado con-siderablemente su metodología a lo largode la década de los 90, siendo la extracciónde ADN (ácido desoxirribonucleico) a par-tir de huesos, dientes, tejidos congelados,momificados etc. un campo que propor-ciona información básica tanto a nivelforense como poblacional y específico.

Este trabajo presenta los primerosresultados de extracción de material gené-tico (ADN antiguo, ADNa) a partir derestos óseos de Ursus spelaeus ROSEN-MÜLLER-HEINROTH 1794 (Mammalia,Carnivora, Ursidae) (GRANDAL, 1993)recuperados con tal objetivo en el yaci-miento de Liñares Sur (Lugo, Galicia)(LOPEZ-GONZALEZ, 1996). Asimismose empleó como control del estado de con-servación del material recuperado en esteyacimiento un hueso de Cervus elaphus L.procedente de la misma excavación.

Conjugando las técnicas paleontológi-cas con las empleadas por la biología mole-cular pretendemos sacar un mayor partidode la información proporcionada por losrestos fósiles. En el caso del material gené-tico de los mismos, es preciso un mínimoconocimiento del comportamiento postmortem del ADN, así señalaremos que elextraído a partir de restos antiguos es fun-damentalmente de origen mitocondrial(HILLIS, 1998) debido a la protección queestos orgánulos proporcionan a la molécu-la dentro de la propia célula y a que cadamitocondria posee un número variable decopias idénticas de la misma molécula.Una característica del mtADN —que lohace especialmente interesante para estu-

dios evolutivos— es su «mayor tasa demutación», esto se explica por la menoreficiencia de la maquinaria de reparacióndel ADN en la mitocondria. Así, si unamutación no es detectada, tiene mayorprobabilidad de fijarse.

Presentamos pues la recuperación departe de la secuencia de la región control(D-loop) del genoma mitocondrial deUrsus spelaeus (HÄNNI, 1994).

El D-loop, o bucle de desplazamiento,es una región del genoma mitocondrial demamíferos que contiene las regiones decontrol para la replicación y transcripciónde dicho mtADN. Se le llama bucle dedesplazamiento porque durante la replica-ción, las dos cadenas de esta región sondesplazadas una respecto a la otra por unatercera cadena naciente. En esta regióncontrol existe normalmente un conjuntode secuencias conservadas que son lassupuestamente importantes para regir loscitados procesos. Dispersas entre esta zonadel genoma están las secciones no codifi-cantes que son las que parecen variar libre-mente. Estas regiones contienen lugarespolimórficos y son, por ello, el objetivo delos estudios de variabilidad intra e interes-pecíficos. (HILLIS; 1998). Otra zona delgenoma mitocondrial intensamente estu-diada desde el punto de vista evolutivo hasido el Citocromo b (IRWIN et al., 1991).

Debido a que el material genético con-servado en restos fósiles suele estar fraccio-nado y en bajas concentraciones, el desa-rrollo de la Reacción en Cadena de laPolimerasa (PCR) ha supuesto un increí-ble avance en Biología Molecular permi-tiendo la posibilidad de analizar el ADNa.(PÄÄBO, 1989b). La PCR (HILLIS;1998) ha hecho posible analizar esos

CAD. LAB. XEOL. LAXE 23 (1998) Nota sobre el estudio de ADN 265

pequeños fragmentos de ADN (100-400pb), que se conservan en materiales fósilesy subfósiles. Dicho ADN muestra dañospor procesos de oxidación (PÄÄBO,1989a) estimándose una productividad de1-200 µg de ADN por gramo de materialde partida (hueso, diente...). Además, seconstató que las muestras extraídas a par-tir de tejidos blandos tendían a ser meno-res que aquellas recuperadas a partir dehueso o diente (HILLIS, 1998).

Uno de los mayores problemas en losestudios de ADNa es, junto con la con-servación del material, la contaminacióncon otras moléculas de ADN, tanto anti-guo como moderno (otros especímenes otaxones del yacimiento, microorganis-mos, el propio investigador...). Este pro-blema puede ocurrir en cualquier fase delproceso, por ello se realizan controlesrutinarios y se sigue un protocolo estric-to referente a condiciones de trabajo.(YANG, 1998).

La extracción se ha de realizar en recin-tos separados a los de la amplificación ysecuenciación, además de poseer instru-mental propio para evitar cualquier tipode contaminación con los siguientes pro-cesos. Debido a que la temperatura alcan-zada por la esterilización en autoclave nodestruye totalmente el ADN, el materialha de ser tratado con hipoclorito sódico. Seemplea material desechable (guantes, mas-carillas...) así como puntas de pipeta confiltro para evitar contaminanción por aero-sol dentro de la misma micropipeta.


Una de las novedades de este estudioconsiste en la minuciosidad de la recupe-

ración del material a analizar, así, la exca-vación se ha llevado a cabo del modo másaséptico posible con el fin de evitar losconsabidos problemas de contaminacionespor manipulación indebida. Por ello, elgrupo empleó guantes desechables y mas-

FFiigg.. 11.. SSeerriiee ddee pprroocceessooss sseegguuiiddooss ppaarraa llaa rreeccuuppeerraa--cciióónn ddee mmaatteerriiaall ggeennééttiiccoo aa ppaarrttiirr ddee rreessttoossffóóssiilleess..


carillas protectoras que impidieran entodo momento el contacto de piel, muco-sas... con el hueso. Asimismo, a cada resto,inventariado in situ, fue introducido enbolsas herméticas con gel de sílice paraevitar que la humedad pudiera facilitar elcrecimiento de microorganismos y el dañopor hidrólisis.

De los doce huesos recuperados especí-ficamente para la extracción de su ADNahan sido analizados tres de ellos, resulta-dos de los cuales presentamos en este tra-bajo. Asimismo se ha realizado la data-ción, por 14C AMS, de uno de los huesosanalizados.

TTAABBLLAA 11.. RReessttooss eemmpplleeaaddooss eenn eell aannáálliissiiss ddeeAADDNNaa eenn eessttee ttrraabbaajjoo..

————————————————————Especie Hueso Referencia Edad

————————————————————Ursus spelaeus Metápodo L-1011 > 38.000

años BPUrsus spelaeus Vértebra L-1006Cervus elaphus Metatarso L-1008

————————————————————

El análisis del metatarso de Cervuselaphus responde —en principio— a lanecesidad de un control del yacimiento, conel fin de verificar el estado de conservacióndel ADNa distintas muestras y detectarcontaminaciones cruzadas interespecíficasen yacimientos con varios taxones. (YANG,1998; HAGELBERG, 1994).

Otra de las premisas de este tipo deestudios es la reproducibilidad de losmismos, y la verificación del análisis delmismo resto por dos laboratorios distin-tos. En nuestro caso, esto ha sido posi-ble al duplicar la Dra. Hänni el análisisdel Metápodo L-1011 realizado en el

laboratorio del Dr. Taberlet. Así pues,la extracción del material genético de lamisma muestra (L-1011) fue realizada,en cada laboratorio, por un método dis-tinto.

Como ya se apuntó en la introducción,la fragmentación inicial del hueso se rea-liza del modo más aséptico posible,empleándose para el molido del granula-do resultante morteros manuales conte-niendo N2 líquido. El polvo obtenido (1-2 g) será el material de partida. La mues-tra que no se analice queda almacenada a-20ºC. Como hemos comentado se hanseguido dos métodos de extracción inde-pendientes:

1. Extracción con preparados comer-ciales QIAMP Tissue (QIAGEN)—ya proporciona tubos, columnasy reactivos.

2. Extracción clásica con fenol-clo-roformo, modificada deHagelberg. (HAGELBERG, E.,1994) empleando Fenol-Cloro formo-I soami l -Alcohol(GIBCO BRL Life Tech.).

El primer paso de la extracción(comercial o no) consiste en una incuba-ción de la muestra en una solución tam-pón que desnaturalice las proteínas ydecalcifique el hueso. Para su preparaciónse requiere EDTA pH 8.00, Proteinasa Ky Sarcosil. Dicha incubación requiere agi-tación vertical a fin de evitar la decanta-ción del hueso.

Tras la extracción del ADNa, se proce-de a la purificación de dicho material. Enel primer caso se realizó también con unkit comercial (Kit purificación pre-PCR,QIAGEN). Paralelamente, la otra purifi-


cación se llevó a cabo con microcolumnasCentricon-30 (Amicon) con el fin de reti-rar las sales de la fase acuosa y concentrarla muestra por centrifugación. Esto preci-sa sucesivos lavados, así como la precau-ción previa de tomar la fase acuosa sin con-taminarla con el fenol, inhibidor de laPCR.

El siguiente paso es amplificar elADN —extraído y purificado— mediantela Reacción en Cadena de la Polimerasa(PCR), técnica biomolecular para la que seemplean preparados comerciales (en nues-tro caso Perkin Elmer) conteniendo:

—Taq GOLD polimerasa (enzima conmejores resultados para ADNa).

—MgCl2.—dNTPs (desoxinucleótidos).—Solución tampón.—Agua.—Primers L-15995, H-16299, L-

16164. Ver Tabla 2.—Seroalbúmina bovina. BSA. (Desac-

tivadora de los inhibidores de la PCR).Las condiciones de amplificación se

fijan en función de la marcha del proce-so. Así, aunque las condiciones de PCRtípicas para el ADN mitocondrial son35 ciclos de amplificación con desnatu-ralización a 94ºC (1 min.), anillamientoa 55ºC (1 min.) y extensión a 72 ºC (1min), estas temperaturas y tiempos se

ajustan en función de los parámetros queinterese optimizar (HAGELBERG;1994). De este modo, al emplear TaqGold —enzima que ha proporcionadomejores resultados en ADNa— se debeprogramar en el termociclador una des-naturalización previa al proceso con lacual (debido a la alta temperatura) laenzima arranca correctamente.Asimismo es fundamental realizar uncontrol negativo de la PCR con el fin dedetectar contaminaciones.

La verificación del proceso de amplifica-ción se lleva a cabo mediante una electrofo-resis en gel de agarosa (2 %), visualizándoselas bandas —tinción con Bromuro deEtidio— en un transiluminador con luz UV.Los fragmentos de interés se determinan porsu tamaño (comparación con un marcador«ladder» comercial). Ver Fig. 2..

Tras determinar cuáles son las ban-das adecuadas se procede a la secuencia-ción de la muestra correspondientesiguiendo para ello los protocolos desecuenciación directa —sin clonaje pre-vio— empleados para el secuenciadorautomático de Applied Biosystems(ABI). El programa empleado para ali-near la secuencia fue el SequenceNavigator (ABI).

TTAABBLLAA 22.. SSeeccuueenncciiaa ddee llooss pprriimmeerrss eemmpplleeaaddooss ppaarraa llaa aammpplliiffiiccaacciióónn ddee llaa rreeggiióónn ccoonnttrrooll ((DD--lloooopp)) ddee UUrrssuuss ssppeellaaeeuuss..

——————————————————————————————————————————Primer Secuencia Tamaño (pb) Referencia

——————————————————————————————————————————H-16299 5’-GGAGCGAGAAGAGGTACACGT-3’⇐ 21 Taberlet et al. 1994L-15995 5’- CTCCACTATCAGCACCCAAAG -3’⇒ 21L-16164 5’- GCCCCATGCATATAAGCATG -3’⇒ 20 Taberlet et al. 1994.

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


RREESSUULLTTAADDOOSS

Algo que corrobora el excelente esta-do de conservación de los restos halladosen este yacimiento es —simplemente—el hecho de que, aún empleando huesostradicionalmente «difíciles» para laextracción de ADNa, como son las vér-tebras o costillas, constatamos que unaapófisis de la vértebra L-1006 presenta

bandas en el gel de electroforesis tan cla-ras como el metápodo L-1011.Asimismo, la literatura al respecto hablade zonas preferentes para el análisis delADN antiguo. Así, en los huesos largosse suele preferir la diáfisis, por la con-centración de tejido óseo compacto —sesupone que la densa red de trabéculasactúa como protectora del materialmitocondrial—. A pesar de todo, del L-

FFAABBLLAA..33.. SSeeccuueenncciiaass aalliinneeaaddaass ddeell DD--lloooopp mmiittooccoonnddrriiaall ddee ddiissttiinnttooss úúrrssiiddooss,, ffóóssiilleess yy aaccttuuaalleess.. ((11))MMeettaattaarrssoo ddee UUrrssuuss ssppeellaaeeuuss .. HHäännnnii eett aall..,, 11999944..((22)) MMeettááppooddoo LL--11001111 ddee UUrrssuuss ssppeellaaeeuuss pprroocceeddeennttee ddeell yyaaccii--mmiieennttoo ddee LLiiññaarreess SSuurr ((LLuuggoo,, GGaalliicciiaa))..((33)) SSeeccuueenncciiaa UUrrssuuss aarrccttuuss ssuubbffóóssiill TTAABB77 ((HHäännnnii eett aall..,, 11999944)) ((44)) UUrrssuuss aarrccttooss aaccttuuaall ((CCoorrddiilllleerraa CCaannttáábbrriiccaa))TTaabbeerrlleett &&BBoouuvveett,, 11999944..NNoottaa:: SSóólloo ssee mmuueessttrraa ccoommpplleettaa llaa sseeccuueenncciiaa 11,, llaass rreessttaanntteess ssóólloo sseeññaallaann llaass ddiiffeerreenncciiaass ccoonn llaa pprriimmeerraa..——————————————————————————————————————————

10 20 30 40——————————————————————————————————————————1 TAAGCATGTA CATATTATGC TTGGTCTTAC ATGAGGACCT2 3 G T T4 G T

——————————————————————————————————————————50 60 70 80

——————————————————————————————————————————1 ACATTTCGAA AGTTTATTTC AAGTGTATAG TCTGTAAGCA2 XX X3 G4 C

——————————————————————————————————————————90 100 110 120

——————————————————————————————————————————1 TGTATTTCAC TTAGTCCGGG AGCTTAATCA CCAGGCCTCG2 X34

——————————————————————————————————————————130 140

——————————————————————————————————————————1 AGAAACCAGC AACCCTTGC234

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

1011 se han analizado fragmentoscorrespodientes a la epífisis obteniéndo-se resultados positivos.

Presentamos en la Tabla 3 la secuen-cia obtenida alineada con la de otrosúrsidos actuales y fósiles (HÄNNI;

1994. GenBank/EMBL Data Library concódigo de acceso X80259 para Ursus spe-laeus).

Podemos constatar la similitud entre lasecuencia publicada y la obtenida a partirdel metápodo L-1011. Parecen existir doslugares de mutación (pb 45-48 y 98) res-pecto a la secuencia publicada a partir delos ejemplares franceses. Posteriores estu-dios verificarán si estas mutaciones sonrelevantes a nivel poblacional y desde elpunto de vista paleoecológico.

Este trabajo forma parte de la TesisDoctoral de la autora.


Este trabajo ha sido subvencionado concargo a los fondos de investigación proporcio-nados por el proyecto (XUGA10308A97) yrealizado bajo la supervisión del Dr. PierreTaberlet (Université Joseph Fourier.Grenoble. Francia) y Dra. Catherine Hänni(Université Lyon-1. Lyon. Francia). Deseoagradecer la ayuda y ánimos manifestados porel Dr. J. R. Vidal Romaní, Dra. AuroraGrandal d’Anglade, Fernando LópezGonzález y Odile Loreille, así como al Dr.Miguel Maestro Saavedra (SXAIN,Universidade da Coruña) y al grupo del Dr.Ángel Carracedo (Universidade de Santiagode Compostela).


FFiigg.. 22.. FFoottooggrraaffííaa ddee uunn ggeell ddee eelleeccttrrooffoorreessiiss.. ((11))LLaaddddeerr ccoommeerrcciiaall.. CCaaddaa bbaannddaa mmaarrccaa ffrraagg--mmeennttooss ddee 110000 ppbb.. ((22--44)) BBaannddaass ccoorrrreess--ppoonnddiieenntteess aa llaa aammpplliiffiiccaacciióónn ddeell mmttDDNNAAddee llaa vvéérrtteebbrraa LL--11000066.. ((55--77)) BBaannddaass ddeeaammpplliiffiiccaacciióónn ccoorrrreessppoonnddiieenntteess aall mmeettááppoo--ddoo LL--11001111.. ((88)) CCoonnttrrooll ddeell yyaacciimmiieennttoo,,mmeettaattaarrssoo ddee CCeerrvvuuss eellaapphhuuss ((99)) BBllaannccoo ddeePPCCRR.. LLaa aauusseenncciiaa ddee bbaannddaass ssuuppoonnee uunnaaaammpplliiffiiccaacciióónn ccoorrrreeccttaa ssiinn ccoonnttaammiinnaacciióónn..((1100--1122)) CCoonnttrroolleess ddee PPCCRR.. LLaa aauusseenncciiaa ddeebbaannddaass ccoorrrroobboorraann llaa nnoo ccoonnttaammiinnaacciióónnppoorr rreeaaccttiivvooss ((1100)),, ccoonnddiicciioonneess ddeell rreecciinnttoo((1111)) yy mmiiccrrooppiippeettaass ((1122))..


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EEssttuuddiioo mmuullttiivvaarriiaaddoo ddeell mmiiccrroommooddeellaaddoo ggrraanníí--ttiiccoo:: IInntteerrpprreettaacciióónn ccoommppaarraaddaa ddee llaa ggéénneessiiss yy

eevvoolluucciióónn ddee llaass ggnnaammmmaass eenn mmaacciizzooss aannttiigguuooss..

Multivariate analysis of granitic micromodela-te: Comparative interpretation on the gnamma

genesis and development in old massifs.

DE UÑA ALVAREZ, E.

AAbbssttrraacctt

Statistic analysis results of two microforms samples from differentiated geomorphic environ-ment (Ourense, Galicia, Spain) are displayed in this paper. Explanation test recent contribu-tions about the genesis and development of granitic micromodelate. Conclusion summarize asa whole significant questions in opening process, depth increase and present stage of gnammas.

KKeeyy wwoorrddss:: Modelate, Granite, Microform, Gnamma, Morphometry, Statistic, Multivariate.

DE UÑA ALVAREZ, E. (Area de Geografía Física. Facultad de Humanidades de Ourense. Universidad deVigo. Campus Universitario de As Lagoas 32004-OURENSE (Galicia, España).


272 De Uña Alvarez, E. CAD. LAB. XEOL. LAXE 23 (1998)


La hipótesis de partida en la investiga-ción de la que forma parte el estudio aquípresentado integra una serie de aportacio-nes acerca del micromodelado granítico,recogidas en trabajos previos: aluden a sugénesis y desarrollo en el contexto del aflo-ramiento de un macizo rocoso (VIDALROMANI, 1990; TWIDALE y VIDALROMANI, 1994; VIDAL ROMANI yTWIDALE, 1998); a los caracteres morfo-métricos primarios derivados de taleseventos (DE UÑA ALVAREZ, 1985 y1986; VIDAL ROMANI, 1986 y 1989;VIDAL ROMANI, J.R., RAMANOHI-SON, H. y RABENANDRASANA, S.,1997); y al papel que juegan las condicio-nes ambientales en la configuración de susrasgos secundarios (VIDAL ROMANI,1982 y 1984; VIDAL ROMANI et al.,1990; DE UÑA ALVAREZ, 1996 y1997a).

En este marco, los objetivos específicosdel análisis comparado en dos muestras depías (vasques, gnammas) en Galicia se con-cretan en los siguientes campos: contrastarla validez de los supuestos iniciales respec-to a las variables de control en el procesode apertura y ahondamiento de las cavida-des; establecer una tipología morfométricaque sirva de referencia para interpretar lamagnitud de los mismos; y ponderar laincidencia de las condiciones epigénicas apartir de los resultados obtenidos en dosambientes de naturaleza contrastada. Dadoque la evolución «normal» de las formasobjeto de estudio (dimensiones de mayorrango cuanto mayor sea su edad) puede serinterrumpida y/o modificada bien por unaserie de mecanismos (basculamiento, rotu-

ra, inversión) bien por un conjunto de pro-cesos (apertura de exutorio, colmataciónde sedimentos), se han seleccionado tansólo los casos de pías funcionales (activas)que conservan parte de su borde inicial.

AARREEAASS DDEE MMUUEESSTTRREEOO

El análisis se centra en dos macizosgraníticos de la provincia de Ourense (SE deGalicia). Ambos sectores (Cfr. DE UÑAALVAREZ, 1996 y 1997a) han sido inter-pretados como replanos (R) asociados aprocesos de corrosión química que hansufrido un desmantelamiento progresivopor la acción fluvial (YEPES, 1998); eldesarrollo inicial de los eventos arrancaríadel Mesozoico-Terciario inferior, y su evo-lución se relaciona con una secuencia geo-dinámica de transición entre el régimencompresivo de la Cadena Cantábrica y elrégimen distensivo del litoral atlántico.Tanto las megaformas como la abundanciade relieves residuales (Cuadro 1) expresanla importancia de los fenómenos denuda-tivos diferenciales sobre las estructuras defracturación tardihercínica (fundamental-mente direcciones NO-SE y NE-SO) y lossistemas de diaclasación ortogonal/curvi-líneo.

En la periferia de la depresión ouren-sana (cuenca alta del río Loña) las alinea-ciones de Monte das Chairas (SO-NE) yMonte do Lombo (SE-NO) constituyendos bloques referenciados topográfica-mente al nivel R 400 (cota máxima 430m); el sustrato se define por la presenciade granodioritas tardías con megacrista-les de feldespato y por granitos de dosmicas con textura media-gruesa, respecti-vamente. En el área de Manzaneda

CAD. LAB. XEOL. LAXE 23 (1998) Estudio multivariado 273

(Macizo Central ourensano) el paso dePenapetada a Cabeza Grande (del NNEhacia el SSO) representa la sucesión delnivel topográfico R 1400 al R 1600 (cotamáxima 1.778 m); la composición delsustrato es de granito de dos micas congrano medio-grueso, diferenciándose enla superficie de cumbres por facies muyleucocratas con grano fino-medio(ITGME, 1989).

CCUUAADDRROO 11.. CCoonntteexxttoo mmoorrffoollóóggiiccoo ddee llaass ggnnaammmmaass BBaassaaddoo eenn VViiddaallRRoommaanníí ((11998899)) yy YYeeppeess ((11999988))..

————————————————————

Muestra Megaforma MegaformaIndiferenciada Diferenciada

————————————————————Chairas- Superficie Tor

-Lombo Grabada BolosAlveolo deAlteración

Manzaneda Superficie TorDesmantelada Acastillada (tipo

Castle)Alveolo deAlteración

————————————————————

El clima actual ofrece acusados contras-tes entre las dos unidades mencionadas. Enel primer caso manifiesta los caracterespropios del dominio subhúmedo del inte-rior de Galicia, a los que se suma, en elsegundo, la incidencia de la altitud. Eneste sentido, los valores térmicos anualesoscilan entre 14°C y 7°C; la amplitud tér-mica media entre 13°C y 17°C; y losregistros de precipitación total entre 800mm y 2.000 mm, encontrándose su por-centaje estival entre el 9% y el 15% delaño para cada caso (DE UÑA ALVAREZ,1997b). Numerosos autores han reconoci-

do las huellas del frío cuaternario en el sec-tor de Manzaneda (por ejemplo: HER-NANDEZ PACHECO, 1957; PEREZALBERTI, 1979; VIDAL ROMANI ySANTOS FIDALGO, 1994).


La recogida de observaciones se ha orga-nizado a partir de un muestreo espacialsiguiendo un transecto NNE-SSO en lalínea de cumbres y alta vertiente de los dosmacizos (30 pías para la estación de AsChairas-Lombo, en 7 Km de longitud, y36 pías para la estación de Penapetada-Cabeza Grande, en 10 Km de longitud).Se elaboró un fichero de datos completocon las medidas geométricas de las cavida-des [perímetro (P); longitud y anchuratanto en superficie (LS, AS) como en fondo(LF, AF); profundidad máxima (PMX); yprofundidad mínima (PMN)] consignan-do diversas referencias acerca de la locali-zación de las mismas (geológicas yambientales). A partir del fichero se confi-guró un cuerpo de información morfomé-trica secundaria de la que proceden losíndices [compacidad de superficie y fondo(ICS, ICF); compacidad vertical (ICV);relación de profundidad (RP)] y paráme-tros citados en el texto (Cfr. DE UÑAALVAREZ, 1997a). Se ha comprobado elajuste de las muestras a una distribuciónlognormal mediante la prueba deKolmogorov-Smirnov; dados los valoresdel sesgo, se han calculado seguidamentelos límites de confianza de los promediospara un intervalo de probabilidad del95%.

La información fue sometida a un aná-lisis estadístico exploratorio; parte de sus


resultados proporcionarán una panorámicade los rasgos geomorfométricos básicos enlos dos grupos de gnammas. Se centrará lacuestión en los grupos de aglomeradosdiferenciados al realizar un cluster jerár-quico de enlace simple: con esta técnica sepuede concretar la estructura interna delos casos de cada muestra, comparar lasclasificaciones de los tipos de cavidadesresultantes y obtener una perspectiva glo-bal para interpretar los resultados del aná-lisis multivariado elaborado con posteriori-dad. Se aludirá entonces a la posible expli-cación de las situaciones detectadas enbase a la matriz de correlaciones significa-tivas, resumiendo el grado y tipo de aso-ciaciones entre las variables, y en base a lanaturaleza de los componentes principales,que pone de manifiesto las estructuras derelación subyacentes entre ellas y supotencia resolutiva. De esta forma se hacontrastado la validez de las hipótesis departida tanto por lo que respecta a losmecanismos de control y los procesos sub-sidiarios en el desarrollo de las microfor-mas como por lo que se refiere a los crite-rios a considerar en la determinación de suedad relativa.

La selección de resultados responde ala finalidad de retener aquéllos indica-dores más relevantes para comparar latemática objeto de estudio en las dosestaciones de muestreo. El análisis deta-llado de medidas e índices morfométri-cos, de los valores y la definición de loscomponentes detectados para cada casoestá recogido en estudios ya publicados.Las aportaciones de este trabajo se cen-tran en resultados inéditos sobre losparámetros del estado actual del proce-so [Area superficial (AREA); Volumen

de roca evacuado (VRE)]; en la secuen-cia interpretativa de los grupos degnammas en virtud de su desarrollo; yen las conclusiones derivadas del exa-men comparativo de dos muestras pro-cedentes de sistemas geomórficos dife-renciados.

IINNTTEERRPPRREETTAACCIIOONN DDEE RREESSUULLTTAA--DDOOSS

El grupo de pías objeto de análisis seubican entre 380 y 1.770 m de altura. Susvalores morfométricos de conjunto (Tabla 1)reflejan el amplio rango de los registros delongitud que duplica los de la anchura, asícomo el sesgo pronunciado que caracterizaa la profundidad; en consecuencia los esta-dísticos centrales de la PMX y PMN semantienen muy cercanos y los de la anchu-ra/longitud ocultan la variabilidad en lasmedidas bien de superficie bien de fondo.

Tal como manifiestan los resultados delos índices de compacidad, la cavidad dereferencia configurada por las medidas delos promedios y las medianas presenta unaforma ovoide en el plano superior que seestrecha ligeramente en el plano inferior;la magnitud del proceso de apertura esmayor que la del ahondamiento (Cfr. ICV)y sus bordes han sufrido una degradaciónimportante (Cfr. RP).

Estos caracteres poseen diferentes gra-dos de similitud con los valores morfomé-tricos centrales obtenidos en cada una delas muestras consideradas (Tabla 2). En elsector del macizo de Ourense correspon-diente a la cuenca del Loña, las dimensio-nes de las gnammas (registradas entre 380y 430 m de altitud ) oscilan entre 27 y 205cm para la LS, entre 18 y 110 cm para la


AS, y entre 3-64 cm para la PMX. En elmacizo de Manzaneda las medidas de lascavidades (registradas entre 1.190 y 1.770m) varían entre 9 y 150 cm de LS, entre 9y 112 cm de AS, y entre 5-65 cm de PMX.Se mantienen los registros medios relati-vos a las variables de profundidad, pero seobservan contrastes en los indicadores geo-métricos de longitud y anchura que subra-yan el menor desarrollo del proceso deapertura en la última estación citada.

Ha de tenerse en cuenta que en elmacizo de Ourense un elevado porcentajede los casos (>45%) posee registros de LSinferiores a la media, frecuencia relativaque se incrementa sustancialmente (89%de la muestra) para los casos de LS <50 cmen Manzaneda, y que la clase modal corres-pondiente a la LF agrupa al 39% de lascavidades (con medidas <25 cm) en ésteúltimo sector. Por lo que respecta a laPMX, se encuentra habitualmente (86%de la muestra) por debajo de los 25 cm enambas estaciones (en las pías deManzaneda los registros <10 cm caracteri-

zan al 47% de los casos). Estas considera-ciones se aprecian con mayor detalle alobservar los valores de los cuartiles de lasmuestras (Tabla 3).

La morfología del plano superior lige-ramente ovalada (más estrecha en el planode fondo) que manifiesta la prevalencia deldesarrollo en longitud (ICS=1.53/1.60) esla norma en As Chairas-Lombo (>80% delos casos), acercándose a circular(ICS=1.15/1.20) en Manzaneda (>80% delos casos); la morfología del plano verticalrefleja un desarrollo preferente de la aper-tura sobre el ahondamiento en As Chairas-Lombo (el ICV es >3.5 para el 53% de lamuestra), decreciendo su magnitud enManzaneda (ICV=2.6 para el 42% de lamuestra) (Figs. 1 y 2).

Así pues se observa en la segunda esta-ción una mayor tendencia a la isotropíaen la progresión de la cavidad, subrayadapor los valores que toman los parámetrosestadísticos de dispersión y variabilidad(Tabla 4).

La mayoría de las gnammas del macizo

TTAABBLLAA 11..RReeggiissttrrooss mmoorrffoommééttrriiccooss ddee ccoonnjjuunnttoo—————————————————————————————————————————VAR MEDIA* MEDIANA* SESGO C.V. MAXIMO* MINIMO*

—————————————————————————————————————————LS 59.18 49.50 1.70 0.70 205.00 9.00AS 39.64 37.50 1.46 0.53 112.00 9.00PMX 15.58 12.00 2.28 0.87 65.00 3.00PMN 4.93 3.00 2.49 1.19 30.00 0.50LF 50.70 40.00 1.77 0.78 180.00 8.00AF 31.30 27.00 1.81 0.66 108.00 8.00

—————————————————————————————————————————ICS 1.44 1.30 2.29 0.34 3.57 1.00ICF 1.67 1.36 5.42 0.72 10.00 1.00ICV 3.61 2.79 3.46 0.85 21.00 0.63

—————————————————————————————————————————RP 5.61 3.93 1.41 0.87 20.00 1.00

—————————————————————————————————————————(* En centímetros). FUENTE: Medidas de Campo. Elaboración Propia.


periférico ourensano se encuentran actual-mente muy degradadas con existencia deun exutorio de importantes dimensiones;los resultados de la RP toman valores >2.0en el 86% de los casos (>4.0 en el 63%) ysólo el 3% conservan íntegro su borde. Sinembargo, en el macizo de Manzaneda lasformas no degradadas representan al 20%de los casos obteniéndose para la RP valo-res >2.0 en el 58% de los casos (>4.0 en el33%); por tanto, este parámetro subraya elmenor grado de evolución deducido a par-tir de las medidas geométricas (Figs. 3 y 4).

Los dendogramas elaborados previa-mente ponen de manifiesto la existenciade varios grupos de microformas distinguidospor sus relaciones dimensionales. En vir-tud de los mismos se obtiene una tipologíasecuenciada de la magnitud e intensidaden los procesos de modelado de las cavida-des (Cuadro 2).

En las dos muestras, el desarrollo de las

pías sigue preferentemente la dirección deleje mayor en superficie (67% y 60% de lasmismas) si bien la medida de longitudsólo duplica la de la anchura (subtipo 2) encasos esporádicos manteniendo, habitual-mente, un cociente de relación de 1,5(subtipo S); el peso de relaciones subordi-nadas reflejan bien la tendencia a la evolu-ción isótropa en superficie, notable enManzaneda (40% de la muestra), bien laprogresión de la gnamma a favor del ahon-damiento, que define un tipo minoritarioen As Chairas-Lombo (7% de la muestra).

En ambas estaciones el grupo con ele-mentos de mayor longitud (>100 cm)registra mayores dimensiones en anchura yprofundidad máxima; ésta última decrecea medida que se incrementa el valor de laanchura. En As Chairas-Lombo, el desa-rrollo dominante en profundidad, marca-do por el hecho de ser ésta la medida demayor dimensión, se corresponde con esta-

TTAABBLLAA 22.. VVaalloorreess mmeeddiiooss yy ffoorrmmaa ddee llaa ddiissttrriibbuucciióónn—————————————————————————————————————————

AS CHAIRAS-LOMBO MANZANEDA—————————————————————————————————————————VAR M LC S K M LC S K

—————————————————————————————————————————LS 77.27 ±17.18 1.38 1.17 44.11 ±9.42 1.65 3.62AS 45.97 ±7.54 1.39 2.05 34.36 ±6.58 1.81 4.94PMX 16.00 ±5.04 2.33 5.20 15.22 ±4.54 2.23 4.91PMN 4.18 ±1.98 2.50 6.15 5.56 ±2.08 2.46 5.83LF 65.17 ±17.08 1.37 0.99 38.64 ±9.18 1.70 3.38AF 35.03 ±8.30 1.67 2.64 28.19 ±6.28 1.90 4.33

—————————————————————————————————————————ICS 1.65 ±0.22 1.90 3.77 1.26 ±0.10 1.78 2.75ICF 2.05 ±0.60 3.90 15.85 1.36 ±0.14 2.30 5.92ICV 4.47 ±1.50 2.62 7.46 2.89 ±0.50 1.20 1.33

—————————————————————————————————————————RP 6.97 ±1.98 1.15 0.42 4.47 ±1.38 1.63 2.05

—————————————————————————————————————————M = Media. LC = Límite de Confianza para Intervalo P del 95%. S = Sesgo. K = Curtosis.FUENTE: Medidas de Campo. Elaboración Propia (Cfr. De Uña Alvarez, 1996 y 1997).

dos muy degradados mientras que lasmicroformas de menor rango en longitudy anchura presentan, en general, registrosde RP más bajos. Sin embargo, en el casode Manzaneda no se cumple totalmenteeste criterio ya que pías muy pequeñasestán asimismo muy degradadas.

Según se observa en las correlaciones sig-nificativas obtenidas entre las variablesgeométricas, tanto para el conjunto de loscasos como para cada una de las muestras(Tablas 5 y 6), las medidas de longitud yanchura presentan siempre un alto gradode asociación positiva; la situación se repi-


TTAABBLLAA 33.. EEssttaaddííssttiiccooss ddee PPoossiicciióónn—————————————————————————————————————————

AS CHAIRAS-LOMBO MANZANEDA—————————————————————————————————————————VAR 1Q 2Q 3Q 1Q 2Q 3Q

—————————————————————————————————————————LS 45 61 85 24 37 53AS 32 42 54 21 33 40

—————————————————————————————————————————PMX 9 12 20 6 13 19

—————————————————————————————————————————LF 30 49 79 20 30 50AF 18 30 40 16 25 36

—————————————————————————————————————————RP 2 5 9 2 3 6

—————————————————————————————————————————1Q = Primer Cuartil. 2Q = Mediana. 3Q = Tercer Cuartil. (En cm).FUENTE: Medidas de Campo. Elaboración Propia.

FFiigg.. 11.. IInnddiicceess MMoorrffoommééttrriiccooss:: AAss CChhaaiirraass--LLoommbboo.. FFiigg.. 22.. IInnddiicceess MMoorrffoommééttrriiccooss:: MMaannzzaanneeddaa

te en el caso de la profundidad máxima ymínima; sólo se encuentran asociacioneselevadas de la profundidad máxima con lasmedidas de superficie en Manzaneda; lascorrelaciones de estas variables con la rela-ción de profundidad son de grado medio(entre 0.5 y 0.6).

Se constata, pues, la prevalencia de laapertura en superficie controlada en térmi-nos generales por la mayor progresión endirección longitudinal cuyo rango incideen la dimensión de la anchura; evidente-mente, sólo en aquéllos casos en que latendencia a la evolución isótropa es noto-ria ésta apertura en superficie progresa enproporción directa al ahondamiento. Elhecho de que tal proceso de desarrollo sólo

guarde una relación moderada con ladegradación de las gnammas confirma queésta última está sujeta a condiciones dife-renciadas de las que controlan su génesis,como sugiere además la correlación deter-minada para las dos medidas de profundi-dad.

En consecuencia, los parámetros desuperficie y volumen que expresan el esta-do actual del proceso de denudación roco-sa por efecto del modelado de la cavidad(Tabla 7) toman un mayor valor en AsChairas-Lombo que en Manzaneda. En lacuenca del Loña se duplican los registrospromedios del macizo central ourensano,obteniendose un cociente de relación >3para los registros medianos. Estos indica-


CCUUAADDRROO 22.. TTiippoollooggííaa ddee llooss aagglloommeerraaddooss mmoorrffoommééttrriiccooss—————————————————————————————————————————Muestra 1 2 3—————————————————————————————————————————As Chairas-Lombo L>A>P (S) L A P P > L AManzaneda L>A>P (S) L A > P L>A>P (2)—————————————————————————————————————————(1= Dominante. 2= Subdominante. 3= Esporádico.)FUENTE: Medidas de Campo. Elaboración propia.

TTAABBLLAA 44.. PPaarráámmeettrrooss ddee ddiissppeerrssiióónn yy vvaarriiaabbiilliiddaadd—————————————————————————————————————————

AS CHAIRAS-LOMBO MANZANEDA—————————————————————————————————————————VAR DS DIQ CV IV DS DIQ CV IV

—————————————————————————————————————————LS 47.03 40 0.61 0.66 28.28 29 0.64 0.78AS 20.65 22 0.45 0.52 19.72 19 0.57 0.58PMX 13.79 11 0.86 0.92 13.59 13 0.89 1.00LF 46.80 49 0.72 1.00 27.55 30 0.71 1.00AF 22.71 22 0.65 0.73 18.82 20 0.67 0.06

—————————————————————————————————————————RP 5.42 7 0.78 1.40 4.15 4 0.93 1.33

—————————————————————————————————————————DS = Desviación Estándar. DIQ = Desviación Intercuartílica. CV = Coeficiente de Variación.IV = Indice de Variabilidad. FUENTE: Medidas de Campo. Elaboración Propia.

dores del techo alcanzado por el proceso dedesarrollo de las gnammas en todas susdimensiones, con el consiguiente vacía-miento de la superficie inicial, concuerdancon los comentarios suscritos acerca del

grado de evolución de las microformas.Sometidos en sus determinaciones de con-junto, con las medidas de campo y delestado actual de las formas, a un análisis decorrelación frente a las variables geoam-


TTAABBLLAA 55..-- CCooeeffiicciieenntteess ddee CCoorrrreellaacciióónn

————————————————————————————VALOR ASOCIACION————————————————————————————> 0.9 LS / LF

AS / AF————————————————————————————

LS / ASLS / AF

0.7 a 0.9 AS / LFLF / AFPMX / PMN

————————————————————————————0.5 a 0.7 LS y LF / ICS

LS y LF / ICV————————————————————————————FUENTE: Medidas de Campo. Elaboración propia.

TTAABBLLAA 66..-- CCoorrrreellaacciioonneess ssiiggnniiffiiccaattiivvaass ddee llaass mmuueessttrraass————————————————————————————COEFICIENTE AS CHAIRAS-LOMBO MANZANEDA————————————————————————————> 0.9 LS / LF

AS / AF LS / ASLS / LFLF y AF / ASLF / AF

————————————————————————————LS / AS LS / AFLS / AF LS / PMX

0.7 a 0.9 AS / LF AS / PMXPMX / PMN PMX / AFLF / AF PMX / PMN

————————————————————————————LS / ICS LS / PMNLS / ICV AS / PMN

0.5 a 0.7 LF / ICS LF / PMNLF / ICV AF / PMN

————————————————————————————FUENTE: De Uña Alvarez, 1996 y 1997.

bientales se obtienen resultados que con-firman los estudios previos: predominio decoeficientes moderados con sentido positi-vo entre variables geométricas y el sustra-to [petrología (PET); tamaño de grano(GR)], matizados por la relación de LS-AS

con la presencia de meteorización química(MTQ); y con sentido negativo entre LS-altitud (ALT), LS-AS y meteorización físi-ca (MTF).

La naturaleza de los componentes princi-pales para el conjunto de los casos (Tabla 8)


TTAABBLLAA 77.. PPaarráámmeettrrooss ddeell eessttaaddoo aaccttuuaall ddeell pprroocceessoo————————————————————————————PARAMETRO AS CHAIRAS-LOMBO MANZANEDA————————————————————————————SUPERFICIE (1)Area Total 101882.80 57016.95Area Media 3396.09 1583.80Area Mediana 2162.68 932.58Sesgo 2.15 3.88————————————————————————————VOLUMEN (2)Total Roca Evacuada 401004.93 359309.38Media Roca Evacuada 13366.83 9980.82Mediana Roca Evacuada 7104.25 2434.81Sesgo 1.74 5.07————————————————————————————(1) En cm2 (2) En cm3 FUENTE: Medidas de Campo. Elaboración propia.

TTAABBLLAA 88.. CCoommppoonneenntteess pprriinncciippaalleess ((RRoottaacciióónn VVaarriimmaaxx))———————————————————————————————————COMPONENTES NO ROTADOS COMPONENTES ROTADOS———————————————————————————————————C1 (46.21 % V.E.) C1 (36.10 % V.E.)ALT, MTF, MTQ, TEMP, PREC, PET, ALT, MTF, MTQ, TEMP, PREC, PET, GR, LS, AS, LF, AREA GR———————————————————————————————————C2 (22.80 % V.E.) C2 (31.88 % V.E.)AF, VRE LS, AS, LF, AF, AREA, VRE———————————————————————————————————C3 (8,72 % V.E.) C3 (8.43 % V.E.)PMX, TOP PMX, TOP———————————————————————————————————C4 (6.71 % V.E.) C4 (7.06 % V.E.)OR OR———————————————————————————————————C5 (4.95 % V.E.) C5 (5.92 % V.E.)RP RP———————————————————————————————————(V.E. = Varianza Explicada). FUENTE: Datos de Campo. Elaboración propia.

permite aseverar el control ejercido por lageometría inicial de la gnamma en sudesarrollo; incide, asimismo, en el papelsecundario del resultado final del ahonda-miento (muy relacionado con la inclina-ción de la superficie, TOP, y en menormedida con su orientación, OR); y llamala atención sobre el hecho de que los ras-gos derivados de la degradación subaérea(RP), conectados con las variables prece-dentes, constituyen el reflejo del estadiofinal del modelado de la pía.


Se constata en este estudio que a mayordimensión en longitud y anchura superfi-cial de las pías corresponde una mayorprofundidad máxima, lo que supone unaprogresión del ahondamiento más velozcuanto mayor sea la apertura de la gnam-ma en el plano superior. Sin embargo, entodos los casos en que la profundidad es lamedida de dimensiones más elevadas, lalongitud y la anchura poseen registrosequivalentes o tienden a ellos, lo cualpuede interpretarse como indicio de quelos procesos de ahondamiento vertical demayor ratio en el tiempo ralentizan laapertura en superficie de las formas.

La tipología de los grupos morfométri-cos obtenidos revela que el desarrollo delas gnammas se realiza de forma preferen-te siguiendo el eje mayor en superficie. (L> A > P). La variación manifestada por lostipos subdominantes expresa la tendenciaque existe a alejarse de esta anisotropía y, ala vez, refleja las áreas más susceptibles aposeer un comportamiento dinámico en elque el resultado final (la microforma) no

posea las características estandarizadasobtenidas (gnammas ovaladas, más anchasque profundas, con un estado de degrada-ción medio/alto).

Al examinar la relación de los gruposestablecidos con el índice RP y los resulta-dos del análisis multivariado, se confirmaque la apertura superficial está controlada,en términos generales, por la mayor velo-cidad en dirección longitudinal. La desi-gual intensidad de este mecanismo explicala mayor parte de la diversidad de lasmedidas de campo; además, su magnituddetermina el valor máximo de la anchura(ya que los valores de ambas medidas pre-sentan una asociación positiva de altogrado). El desarrollo en profundidad, queconstituiría un segundo momento en elproceso de modelado, no ofrece correlacio-nes tan claras con el sentido de la aperturani con el estado de degradación.

Por lo que respecta al peso de las varia-bles geoambientales en la evolución de lacavidad, cabe subrayar que los registros delas dimensiones superficiales se incremen-tan cuanto mayor sea la alterabilidad pri-maria del sustrato rocoso mientras que enel caso de la profundidad máxima la mag-nitud de esta relación es moderada.

Esta situación no hace sino incidir en laestrecha dependencia manifestada entre laprofundidad y la intensidad de los proce-sos de meteorización química; en el mismosentido, confirma el bucle de interacciónque se establece entre relación de profun-didad, petrología/textura de la roca, pen-diente de la superficie en que se ubica lagnamma, y condiciones del ambiente epi-génico.



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Director de la publicación - Universidade da Coruña · registro isotÓpico de δ13c y δ15n de...

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