En esta entrada del blog se describirá, desde el punto de vista geológico y geomorfológico, uno de los mejores sitios de España para hacer turismo geomorfológico glaciar: el Lago de Sanabria y la cuenca del Rio Tera que se localizan en el NW de la Península Ibérica en la Provincia de Zamora, lindando con Galicia, dentro del Parque Natural del Lago de Sanabria y de las Sierras Segundera y Porto.
Al Lago de Sanabria se accede por la carretera autonómica ZA-104, carretera que se coge en el desvió de la Autopista A-52 (Autovía de las Rías Bajas) en Puebla de Sanabria, tal como se puede ver en el siguiente mapa esquemático:
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| Figura nº 1: Mapa esquemático de la zona del Lago de Sanabria (Zamora) |
Esta carretera (ZA-104) discurre por el valle del Río Tera y nos llevara hasta el pueblo de Ribadelago. La carretera ZA-103 nos permitirá acceder a San Martin de Castañeda en la otra parte de este lago y luego acceder a la zona de la Laguna de Los Peces.
El relieve de la zona del Lago de Sanabria es de media montaña con relieves poco abruptos, salvo en los valles mas profundos (Cañón del Tera) o en las partes mas elevadas (Sierra de La Cabrera):
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| Figura nº 2: Relieve de la zona del Lago de Sanabria (Zamora). Montañas suavizadas por el modelado glacial. |
El Parque Natural del Lago de Sanabria tiene una extensión superficial de 22.679 Ha ampliadas posteriormente a 32.302 al incorporar a las Sierras Segundera y Cabrera, las cotas oscilan entre los 1.000 msnm en la lámina de agua del lago y los 2.127 msnm de Peña Trevinca. En el Parque se localizan 20 lagos glaciares de los que el mayor de todos es el Lago de Sanabria o de Ribadelago con una extensión de 318,7 ha que lo convierten en el mayor lago glaciar de la Península Ibérica. Además, en la cuenca hidrográfica del Lago hay también 6 embalses artificiales.
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| Figura nº 3: Mapa turístico de Sanabria (Zamora) |
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| Figura nº : Tªs y pluviometria en la estación de Ribadelago del INM.. |
En la figura de la derecha se pueden ver las características térmicas y pluviométricas de la Zona del Lago de Sanabria basadas en las medidas de la estación de Ribadelago del Instituto Nacional de Metereología (INM). Las características climáticas de Ribadelago son las siguientes: de enero a marzo el clima es fresco y muy húmedo, en abril es fresco y húmedo, durante mayo, junio, julio y agosto el clima es templado y seco, en septiembre y octubre es templado y húmedo y en noviembre y diciembre fresco y muy húmedo.
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| Figura nº 4: Bosque de cárbayos (Quercus pirenaica) en los alrededores del Lago de Sanabria. Los arboles crecen sobre un suelo muy pobre procedente e la meteorización de rocas ígneas (granitoides). |
A partir de los 1.500 metros de altura la vegetación se fhace más escasa destacando los pequeños arbustos (brezos y piornos) y plantas aromáticas y el musgo Sphagnum que se puede acumular en las lagunas endorreicas dando lugar a turberas.
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| Figura nº 5: Brezos, una de las plantas mas abundantes en las montañas que rodean al Lago de Sanabria, junto a los también muy abundantes piornos. |
En las muchas lagunas que hay por todo el Parque natural se desarrolla una vegetación de ribera adaptada al clima, tal como se puede ver en la siguiente fotografía:
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| Figura nº 6: Vegetación de ribera en la Laguna de los Peces (Sanabria) |
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| Figura nº 7: Castaño con tronco hueco. |
EL LAGO DE SANABRIA:
El Lago de Sanabria es el mayor lago glaciar de España y se localiza en el Valle del Río Tera, al pie de la Sierra Segundera. El origen de la cuenca lacustre es debido al avance y la excavación glaciar sobre los terrenos ígneos (granodioritas) y metamórficos (Gneises Ollo de Sapo).
La cuenca que drena al lago, a través del Río Tera, tiene una extensión superficial de 106 Km2, incluyendo sus afluentes Cárdena y Segundera, y si incluimos los pequeños arroyos laterales, que van directamente al lago, asciende a 122 Km2.
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| Figura nº 8: Culebra de agua nadando en las transparentes aguas del Lago de Sanabria. |
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| Figura nº 9: Mapa de altitudes. |
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| Figura nº 10: La cuenca hidrográfica del Río Tera y el lago de Sanabria (Zamora) |
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| Figura nº 11: Monumento a las víctimas. |
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| Figura nº 12: Modelo Batimético digital del Lago de Sanabria (Zamora). |
El lago presenta escarpes en sus bordes septentrional y meridional, y zonas mas llanas en sus bordes oriental y occidental. En su borde occidental se localiza un relieve glacial o horn: el Peñón de El Castro de cota 1.097 m.s.n.m.
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| Figura nº 13: La Peña del Castro un horn situado en la parte occidental del Lago de Sanabria formado por rocas ígneas (granitoides). |
Como ya se ha mencionado ademas del Lago Grande (Lago de Sanabria) en las montañas circundantes aparecen un conjunto de lagunas mas pequeñas de entre las que destaca por su accesibilidad la Laguna de los Peces situada a una cota de 1.700 msnm es decir 700 metros por encima del Lago de Sanabria:
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| Figura nº 14: La Laguna de Los Peces (Sanabria; Zamora) |
El Lago y su entorno constituyen una importante atracción turística, exclusivamente de verano, basada en el turismo de playa, sin embargo, su vertiente geoturística no está la suficientemente promocionada.
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| Figura nº 15: Playa de arena y grava situado en la orilla oriental del Lago de Sanabria. |
CARACTERIZACIÓN GEOLÓGICA DE LA ZONA DE SANABRIA;
La zona del Lago de Sanabria sufrió una larga evolución paleogeográfica que abarca todo el Paleozoico inferior entre el Cámbrico Inferior y el Carbonífero. Durante el Paleozoico la Zona Centroibérica (ZCI), en la que se sitúa Sanabria, estaba situada en el borde del continente de Gondwana, mientras que la Zona Ossa Morena podría haber constituido el microcontinente de Armórica, más o menos próximo a Gondwana y la zona Subportuguesa seguramente formó parte de otro microcontinente, Avalonia, separado de Gondwana.
Materiales claramente anteriores al Paleozoico (más de 570 Ma) no llegan a aflorar en la zona de Sanabria. Los materiales de esa época que afloran en otras zonas del Macizo Ibérico se depositaron en un medio marino en el margen continental del supercontinente de Gondwana en forma de turbiditas con una importante aportación magmática (plutónica y volcánica) calcoalcalina. El tipo de sedimentación y la actividad magmática indican que el Macizo Ibérico formó parte del margen continental de Gondwana y que la actividad ígnea calcoalcalina estuvo relacionada con un margen activo situado sobre una zona de subducción. Estos materiales se plegaron antes del inicio del Cámbrico durante la Orogenia Cadomiense y produciéndose, simultáneamente, el metamorfismo de estos materiales y las intrusiones de granitoides.
Desde un punto de vista regional la zona de Sanabria se encuadra dentro del Orógeno Varisco de Europa Central tal como se puede apreciar en la siguiente figura:
El Orógeno Varisco responsable de la formación del Macizo Ibérico es el producto de la colisión de varias placas tectónicas: Armónica, Avalonia y de los supercontinentes Gondwana y Laurussia. Esta colisión dio lugar a una cobertera sedimentaria plegada y volcada en direcciones opuestas a partir de una zona axial o de sutura donde hay intrusiones magmáticas y un intenso metamorfismo, esta zona ha sido expuesta por la erosión del orógeno. Las zonas Cantábrica (ZC) y Asturoccidental Leonesa (ZAOL) corresponden con el flanco norte del orógeno varisco, mientras que las zonas Ossa Morena (ZOM) y Sudportuguesa corresponden a su flanco sur. La zona axial del orógeno varisco se correspondería con la zona Centroibérica (ZCI).
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| Figura nº 18: Zonificación del Orogeno Varisco. |
Dentro de la división en zonas del NW de la Península Ibérica realizada por Martínez-García y Quiroga en 1993 la zona de Sanabria se localiza en el Dominio del Ollo de Sapo, tal como se puede ver en la siguiente figura:
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| Figura nº 19: Esquema de Unidades Geológicas. |
En la división del Macizo Ibérico en zonas, realizada por Julivert en 1974, Sanabria queda situada dentro de la Zona Centroibérica (ZCI) la más extensa y heterogénea de todas y que constituye el dominio autóctono más interno del Macizo.
En la ZCI se pueden distinguir dos dominios, uno nororiental y otro meridional:
-El Dominio nororiental o Dominio de los Pliegues recumbentes o de “Ollo de Sapo” (DOS): está caracterizado por los pliegues son tumbados y vergentes hacia el E y NE y la existencia de extensos afloramientos de gneises glandulares preordovícios, de abundantes macizos graníticos sinorogénicos y por la existencia de zonas con metamorfismo regional de alto grado rodeado por zonas con materiales con un grado metamórfico regional más bajo.
-El Dominio meridional o Dominio del Complejo Esquisto-grauváquico: se caracteriza por la existencia de extensos afloramientos de pizarras y grauvacas previas al Ordovícico Inferior, abundantes macizos graníticos tardi y postectónicos y de amplias zonas con metamorfismo de grado muy bajo a bajo, así como pliegues con una vergencia poco definida.
El área del Lago de Sanabria se encuentra en la mitad septentrional de la Zona Centro ibérica y más concretamente dentro de la parte NW del Dominio del “Ollo de Sapo” (DOS) formando parte del “Antiforme del “Ollo de Sapo”, tal como se puede ver en la siguiente figura:
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| Figura nº 20: División en zonas del Macizo Ibérico (Julivert) y situación de Sanabria. |
El rasgo geológico más característico de la zona del Lago de Sanabria lo constituye el gran volumen de rocas gnéisicas aflorantes conocidas como la Formación “Ollo de Sapo”. En el NW peninsular los gneises “Ollo de Sapo” ocupan el núcleo de una estructura antiformal varisca, situada en el NE de la Zona Centro ibérica (ZCI), muy próxima al límite con la Zona Asturoccidental Leonesa (ZAOL), estos gneis aparecen en un afloramiento continuo que se extiende desde la costa de Lugo hasta desaparecer bajo los materiales terciarios de la cuenca del Río Duero (Zamora). Se trata de una estructura compleja formada por la interferencia de dos fases variscas, la primera de pliegues recumbentes con vergencia este y la última de pliegues verticales, por lo que a menudo se ha descrito como Anticlinorio del “Ollo de Sapo”. En el flanco Norte del antiforme o anticlinorio del “Ollo de Sapo” se encuentra el sinclinorio del Sil-Truchas, mientras por el Sur, se encuentra flanqueado por el Sinforme de Alcañices.
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| Figura nº 21: Dominios en la Zona Centroibérica (ZCI). |
En la siguiente figura se puede ver un esquema geológico del Dominio de Ollo de Sapo en el sector de Zamora:
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| Figura nº 22: Esquema geológico del sector de Zamora del Dominio de Ollo de Sapo. |
Los gneises fueron denominados “Ollo de Sapo” por Hernandez Sampelayo (1922) usando una expresión local derivada de la presencia de glándulas (“ojos”) de cuarzo de color azulado, dentro de una matriz esquistosa de color oscuro.
La zona Noroccidental de la Península Ibérica es una de las mas complejas estructural y estratigráficamente de España ya que en ella se sitúa la parte central del orógeno varisco en la siguiente figura se puede ver un mapa geológico resumido de este zona con dos cortes geológicos que muestran la complejidad estructural de la misma:
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| Figura nº 23: Mapa geológico general del NW de la Península Ibérica. |
En la siguiente figura se puede ver el mapa geológico de detalle de la zona mas próxima al Lago de Sanabria según la cartografía geológica del IGME:
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| Figura nº 24: Mapa geológico del entorno del Lago de Sanabria (Zamora). Fuente: IGME. |
ESTRATIGRAFIA.
SERIE DE “VIANA DO BOLO”.
Los materiales mas antiguos del Dominio del Ollo de Sapo están constituidos por una serie litológica que aflora en el extremo occidental de la zona de Sanabria, en el núcleo de un domo gnéisico en la localidad de Viana do Bolo. Los materiales de esta serie están constituidos por rocas altamente metamórficas que incluyen gneises migmáticos bandeados, micaesquistos con granate, mármoles, rocas de silicato de calcio y algunas anfibolitas, presentan una fuerte deformación y un alto grado metamórfico, llegando la facies de las anfibolitas, por lo que las litologías, texturas y estructuras originales se han perdido lo que dificulta su estudio. El espesor mínimo de la serie se estima en 1.500 metros, de los que los 200-250 metros inferiores están formados por areniscas y cuarcitas feldespáticas
No obstante, la complejidad de la zona, se han podido diferencian y cartografiar tres unidades litológicas cámbricas bien contrastadas: las cuarcitas de Dradelo, los micaesquistos con granate y los gneises bandeados.
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| Figura nº 25: Columna litoestratigráfica general de la zona del Lago de Sanabria. |
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| Figura nº 26: Columna litoestratigráfica de la zona de Sanabria (D. Arias et al). |
A continuación se describirá la serie estratigrafica de la zona de Sanabria de una manera mas detallada:
Cuarcitas de Dradelo.
Se trata de 200 a 250 metros de areniscas feldespáticas, cuarcitas y microconglomerados siendo los materiales son los más antiguos que afloran en la zona (Cámbrico Inferior a Proterozoico Superior). Son de color gris azulado, blancuzcas por alteración y muestran un tableado muy característico por la alternancia de delgadas capas de areniscas feldespáticas y cuarcitas con tonos blancos con capas de micaesquistos o gneises micáceos de color oscuro (rojizo a pardo) en pasadas milimétricas a centimétricas. Es frecuente que en los niveles de grano más fino aparezca un punteado de color blanco, que corresponde a cristales de feldespato potásico y/o plagioclasa. También aparecen cristales aciculares de turmalina. Hacia la parte más alta de la serie se encuentran capas de cuarcitas de grano grueso y microconglomeráticas.
Materiales correlacionables con las Cuarcitas de Dradelo son las Cuarcitas de Cándana de la Zona Asturoccidental-Leonesa. Su edad se considera que seria Cámbrico Inferior.
Micaesquistos con granate.
Sobre la anterior Unidad reposan unos micaesquistos con abundantes cristales de granate de 1 a 4 mm de diámetro. Estos micaesquistos se encuentran formando una orla prácticamente continua sobre las cuarcitas de Dradelo, pero también aparecen intercalaciones de materiales similares dentro de los gneises bandeados y de las propias cuarcitas. Arias et al. mencionan la existencia de bancos métricos de cuarcitas con Arenicolites sp. y dan a esta formación un espesor de 500 metros correlacionándola con las Capas de Transición de la parte superior del Grupo Candana de la ZAOL y adjudicándoles una edad Cámbrico Inferior.
Gneises bandeados.
Estos materiales se encuentran estratigráfica y estructuralmente sobre las areniscas feldespáticas y cuarcitas de Dradelo y también sobre los micaesquistos con granate, a las que jalonan. Se diferencian de los ortogneises migmatíticos de la Formación “Ollo de Sapo” porque tienen intercalaciones de capas y “boudins” de materiales carbonatados (calizas, mármoles y dolomías), “boudins” de cuarcitas anfibólicas y gneises anfibólicos junto a intercalaciones de capas de areniscas feldespáticas, en especial a techo de la serie. Los carbonatos (mármoles) aparecen dispersos por esta Unidad ("gneises bandeados de la Serie de “Viana do Bolo”), en afloramientos cuyo tamaño varía desde pequeños lentejones, boudines o enclaves, hasta cuerpos de espesor métrico a decamétrico, cartografiables. Los niveles de mármoles más gruesos presentan un aspecto masivo, son tamaño de grano grueso a muy grueso, recristalizados. Pueden presentar tanto facies calcáreas muy puras como otras más dolomíticas
Además de los Mármoles se diferencian las Capas de rocas calcosilicatadas que se presentan en forma de “boudins”, más o menos estirados según la lineación mineral. Se diferencian dos tipos de rocas calcosilicatadas, atendiendo al color y tamaño de grano. El primer tipo tiene una matriz de grano fino, de color oscuro (gris oscuro a tonos azulados) y presenta un moteado de color rojizo producido por abundantes cristales de granate, con un tamaño de 1 a 4 mm. Este tipo se describe como boudines granatífero-piroxénicos. El segundo tipo tiene una matriz de color blanco, con un tamaño de grano mayor que los anteriores, en la que destacan unos cristales de gran tamaño y color negro que corresponden a anfíboles. Estos materiales son descritos por Capdevila (1969) como “gneis a amphiboles en gerbes” y por Martinez Garcia (1973) como gneises anfibólicos.
ARIAS et al. (2002) correlacionan estos mármoles con la Caliza de Vegadeo y sobre ellos reposaría una sucesión de areniscas, cuarcitas y pizarras que correlacionan con las Capas de Los Montes, de la serie de la ZAOL.
FORMACION OLLO DE SAPO.
La Formación Ollo de Sapo, es una Unidad, que se superpone a la, antes descrita, Serie de Viana do Bolo, y se trata de una secuencia de origen volcánico. Debido al intenso plegamiento que presenta su espesor real es imposible de determinar y además también es posible que ese espesor presente grandes variaciones debido a la geometría de los edificios volcánicos que constituyen la formación. Su espesor aparente es de 3.000 metros con un máximo de 4.500 metros y un mínimo de 2.000 metros.
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| Figura nº 27: Esquema idealizado de los domos de Sanabria en los que se encuentra la Formación Ollo de Sapo. |
Esta Unidad aflora a lo largo de una franja alargada que se localiza en la parte septentrional de la Zona Centroibérica desde el Mar Cantábrico (O Vicedo, Viveiro) hasta Puebla de Sanabria donde desaparece debajo de la cobertera terciaria de la Meseta Castellano-Leonesa hasta reapacer en Hiendelaencina (Guadalajara).
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| Figura nº 28: Esquema cartografico del borde septentrional de la ZCI. |
El IGME en la Hoja del MAGNA de Sanabria, divide a esta formación en dos facies principales que se subdividen en varias subfacies, a saber:
1.- Facies de Megacristales; caracterizada por la presencia de megacristales idiomorfos de feldespatos y de cristales de cuarzo azul que dan origen al nombre de la Formación: "Ollo de Sapo".
1.1.- Subfacies Inferior de megacristales: se localiza en las inmediaciones de Ribadelago y se trata de un gneis con megacristales idiomorfos de ortosa de hasta 15 cm con maclas en damero o como bolas.
1.2.- Subfacies superior de megacristales: esta caracterizada por la presencia de abundantes cristales ese feldespatos pero de tamaño mas pequeño que los de de la subfacies inferior. Estos cristales están englobados en una matriz de color negro formada por micas y cuarzo.
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| Figura nº 29: Gneis con megacristales de feldespato. |
2.- Facies de grano fino: con la misma composición mineralógica que la facies de grano grueso. Se distinguen varias subfacies según sus concentraciones.
2.1.- Subfacies feldespática: corresponde con rocas verdosas o gris azuladas compuestas por feldespatos, cuarzos azules y micas biotitas.
2.2.- Subfacies esquistosas o pelíticas: se trata de rocas claras verdosas o amarillentas formadas por micas (biotita, moscovita y clorita), cuarzos azules y pocos feldespatos.
2.3.- Subfacies cuarcíticas; formadas por intercalaciones de cuarcítas feldespáticas en las facies de grano fino.
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| Figura nº 30: Gneis con cristales de feldespatos (Facies de Grano fino). Lago de Sanabria. |
Litoestratigrafía.
La Formación Ollo de Sapo costa de varios tipos diferentes de rocas subvolcánicas, volcánicas y volcaniclásticas que incluyen; gneises glandulares, tobas epiclásticas. tobas de grano grueso, ignimbritas soldadas y metariolitas, dispuestas en dos edificios ígneos separados por una delgada capa de algunas decenas metros de espesor de rocas sedimentarias, principalmente pizarras grises muy similares a las que componen las Capas de Los Montes. El Edificio inferior aflora al oeste del meridiano de Puebla de Sanabria, mientras que el edificio superior ocupa la parte oriental.
En la actualidad hay una amplia coincidencia sobre la existencia de un evento ígneo de carácter ácido, con actividad volcánica, subvolcánica y plutónica, en él transito del Cámbrico al Ordovícico. A partir de las relaciones de campo y de la petrografía se han diferenciado, dentro de la Formación “Ollo de Sapo”, una serie de grupos litológicos entre los que se encuentran los ortogneises glandulares y una secuencia volcánica y volcanosedimentaría cuyas características texturales, estructurales y composicionales sugieren un origen común.
Dentro de la Formación “Ollo de Sapo” se diferencian:
Ortogneises glandulares ("augen gneis")
Son el tipo de roca mas característico de los domos volcánicos. Se trata de rocas metamórficas con estructura porfídica que contienen grandes cristales de feldespatos potásicos (ortosa) de 5 a 7 cmts de largo pero que, en algunos casos pueden llegar a alcanzar los 15 cmts. Los cristales de feldespatos son ovoides o euédricos mostrando, a menudo, la macla de Carlsbad. Los cristales de plagioclasa son euédricos de 1 a 2 cmts de largo y en sus bordes muestran una típica textura rapakivi. Los cristales de cuarzo son azulados y redondeados de hasta 1 cm de ancho y a menudo con sus bordes corroídos. La matriz es oscura de grano fino se presenta completamente recristalizada y foliada y en su origen pudo ser de naturaleza vítrea.
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| Figura º 31: Fenocristales idiomorfos de feldespato. Formación Ollo de Sapo (Sanabria) |
Estas rocas, probablemente, sean de origen subvolcánico aunque su origen no se puede caracterizar con precisión porque el metamorfismo ha borrado en gran parte sus texturas originales. Sin embargo, las diferencias entre el tamaño de grano entre los porfiroclastos y la matriz, las características volcánicas del cuarzo y las texturas rapakivi son indicadoras de unas condiciones de cristalización características.
Los augen gneis se localizan en el centro de los dos edificios volcánicos. El primer cuerpo se encuentra en la parte oriental de la zona de estudio y se caracteriza por estar afectado por un grado metamórfico bajo y por una deformación de intensidad bastante variable, desde intensa en la parte central del cuerpo, donde la esquistosidad principal esta verticalizada, hasta poco intensa en las zonas próximas al contacto con las suprayacentes Capas de Los Montes.
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| Figura nº 32: Mapa geológico (IGME) con la situación los dos domos de Sanabria. |
El segundo cuerpo de auge gneis se localiza en la zona Occidental y se caracteriza por presentar un grado metamórfico mas elevado que en el primer cuerpo, llegando a la segunda isograda de la Silimanita y también una deformación mucho mas intensa por lo que desaparecen las texturas originales de las rocas. Sobre este cuerpo se encuentra una secuencia epiclastica mas clara según nos acercamos al contacto con los materiales ordovícicos, ello debido a una disminución del grado metamórfico y de la intensidad de la deformación.
Los auges gneis son una litología que siempre aflora en los núcleos de los antiformes de la tercera fase de la orogenias varisca cono el Antiforme de Sanabria. En el mapa geológico puede observarse la existencia de dos grandes cuerpos intrusivos de ortogneis glandulares (ver figura anterior) separados por la secuencia volcanosedimentaria y por una banda muy continua de pizarras similares a las de las Capas de Los Montes.
Sobre el terreno los ortogneis glandulares se presentan en formas alargadas (lomos de ballena) con la típica disyunción en capas de cebolla característica de los granitoides y otras rocas ígneas y también de dientes de sierra.
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| Figura nº 33: Afloramiento de ortogneis glandulares en el Lago de Sanabria (Zamora). |
Diaz Montes en su tesis doctoral distingue las siguientes litologías:
Ortogneises glandulares de la zona metamórfica de bajo grado.
Son rocas porfídicas, inequigranulares, cuyo tamaño de grano está marcado por los fenocristales de cuarzo y de feldespato. La morfología de los afloramientos está condicionada por la fábrica principal pueden presentar formas alargadas, en lomos de ballena, a veces en forma de dientes de sierra. En zonas donde la meteorización es bastante intensa, la roca se altera igual que un granitoide, dando bolos con formas redondeadas y con la típica disyunción en capas de cebolla.
La matriz de la roca fresca, tiene un color de gris oscuro a negro, con un tamaño de grano que varía desde muy fino a afanítico y que engloba los fenocristales de cuarzo, plagioclasa y feldespato potásico, así como agregados de biotita.
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| Figura nº 34: Fenocristales de feldespato blanco en una matriz de color negro. Sanabria. |
Tanto el feldespato potásico como la plagioclasa tienen, en general, un color blanco que les hace resaltar con respecto al resto de los componentes. Presentan una distribución de tamaños bimodal y pueden diferenciarse dos poblaciones que corresponden a fenocristales y a megacristales. Los primeros tienen un tamaño medio de 1-2 cm de arista, con secciones idiomorfas, existiendo una separación entre cristales en general inferior a 2-3 cm. Casi siempre corresponden a cristales de plagioclasa. Los megacristales tienen un tamaño medio de 5-7 cm de largo por 2-4 cm de ancho y, en general, presentan hábitos idiomorfos. Estos megacristales o glándulas pueden llegar alcanzar los 10 cm de largo, y a veces presentan secciones muy redondeadas. En los megacristales, que se encuentran sueltos en las zonas arenizadas, se puede apreciar muy bien el fuerte idiomorfismo y la abundancia de maclas de Carlsbad.
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| Figura nº 35; Fenocristal de feldespato meclado. |
Los fenocristales de cuarzo muestran un tamaño de grano medio de 1 cm a 1,5 cm. Sus formas son redondeadas, pudiendo verse golfos de corrosión. En general, dentro de la facies de los esquistos verdes, estos fenocristales tienen un color azulado, que se debe a gran cantidad de inclusiones de agujas de rutilo. Al observar en detalle la roca, se aprecian cristales de cuarzo con un tamaño menor (≈ 0,5 cm), que tienen un mayor idiomorfismo que los primeros y que pueden presentar caras cristalinas bien desarrolladas.
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| Figura nº 36: Cuarzos azules en un gneis. Lago de Sanabria. |
Otra característica de los ortogneises glandulares de bajo grado es la presencia de un moteado de color negro, formado por agregados de pequeños cristales de biotita, con formas alargadas, algo elipsoidales, marcando una lineación paralela a la definida por las sombras de presión y a las fibras que se desarrollas en ellas. También son frecuentes los nódulos de cuarzo, de color blanco, con formas irregulares y con unos tamaños que pueden variar desde 1 hasta 7 cm.
Ortogneises glandulares de la zona metamórfica de alto grado.
Aparecen en los flancos del Antiforme del “Ollo de Sapo” y siempre se encuentran en contacto y bajo los materiales del Ordovícico Inferior. Hacia la zona occidental, el grado metamórfico va aumentando a la vez que se pasa a niveles estructurales más bajos, lo que va produciendo un cambio progresivo en las características texturales y mineralógicas de la roca, tanto a escala macroscópica como microscópica. A escala de afloramiento, uno de los primeros cambios que se observan viene marcado por un cambio en la textura de la matriz, pasándose de una de grano muy fino a otra con un tamaño de grano mayor, debido a la recristalización.
Tobas de grano grueso.
Se encuentran en contacto con los ortogneises glandulares, tanto por encima como por debajo en el cuerpo oriental, siendo el contacto entre ambos tipos bastante gradual. Tienen un tamaño de grano grueso, son porfidoclásticas, con abundantes cristales fragmentados de feldespato y de cuarzo y con una matriz de grano fino esquistosa. Los porfiroclastos son de cuarzo, plagioclasa y feldespato potásico. Los primeros pueden tener un acusado idiomorfismo, con caras cristalinas bien desarrolladas, de manera que se llegan a observar secciones cuadradas. Los porfiroclastos de feldespato tienen un tamaño medio de 1 centímetro. Es un tipo de roca es muy homogéneo.
Ignimbritas.
Son rocas parecidas a los ortogneises glandulares, pero con un tamaño de grano más pequeño (medio a grueso), menor contenido de porfiroclastos y glándulas de feldespatos y menor idiomorfismo de los minerales. Aparecen sobre los ortogneises glandulares, siendo el contacto entre ambas litologías gradual, y pasándose de una roca con fenocristales y glándulas idiomorfas a otra en la que todos los fenocristales presentan un carácter fragmentario.
Las ignimbritas forman un gran cuerpo en forma de lente en la parte septentrional del edificio volcánico superior y parecen ser equivalentes estratigráficamente a las tobas de grano grueso. Sobre las ignimbritas se encuentran, bien pizarras negras de la sucesión de pizarras y cuarcitas de las Capas de Los Montes, bien la primera cuarcítica cartografiable.
En general, son rocas porfídicas, esquistosas y de aspecto microglandular. El tamaño de los clastos es variable, desde medio (4-6 mm) a grueso (6-10 mm), pero siempre menor que en los ortogneises glandulares, y suele tratarse de cristales de cuarzo y feldespatos. Casi siempre tienen coloraciones claras, alternando los tonos grisáceos con otros ocres o incluso amarillentos, en función del grado de alteración. Gran parte de los cristales de feldespato potásico y de plagioclasa están fragmentados por efecto de la dinámica de los procesos eruptivos que formaron estos depósitos ignimbríticos.
Los cristales de menor tamaño, generalmente plagioclasas, son, en general, inferiores a 1 cm, con secciones xenomorfas. Los fenocristales de cuarzo tienen un tamaño medio de 3-5 mm, con secciones redondeadas o elípticas y suelen estar formados por subgranos. Tienen un color blanquecino o traslúcido y raramente presentan el color azulado de los cuarzos de los ortogneises glandulares. La matriz es de grano muy fino a casi afanítica, esquistosa y de color gris claro o con tonalidades verdosas claras. En ella están englobados el resto de los componentes que confieren a la roca el carácter porfidoclástico. Una de las características más llamativas en el campo, y que diferencia a estas rocas de los ortogneises glandulares, es la presencia de fragmentos de color negro, con formas planares o lenticulares. Corresponden a obsidianas desvitrificadas, con un tamaño medio de 4-7 mm, y que debido a su aplastamiento definen una fábrica primaria (foliación eutaxítica) que es subparalela a la foliación tectónica principal. A veces, los fragmentos de vidrio pueden definir una lineación. Algunos de estos fragmentos de vidrio volcánico, aplastados y soldados con la matriz, conservan parte de la vesiculación.
Otro rasgo característico, común con los ortogneises glandulares, es la presencia de fragmentos líticos de color oscuro, de pequeñas dimensiones, que raramente superan los 10 cm de diámetro. También es relativamente frecuente encontrar nódulos de cuarzo de color blanco o traslúcido, con un tamaño de unos 5 cm y que suelen tener forma lenticular.
Tobas riolíticas.
Se encuentran dos afloramientos de tamaño cartografiable en la mitad oriental de la zona de estudio, ambos rodeados de ortogneises glandulares. La calidad de los afloramientos no es muy buena, por lo que las relaciones con los ortogneises glandulares no se llegan a observar. La morfología de los afloramientos es elíptica, con su eje mayor subparalelo a las estructuras de los ortogneises. Probablemente estos afloramientos corresponden a conductos de emisión de riolitas ignimbríticas intrusivos en los ortogneises glandulares y relacionados genéticamente con ellos. En el primero de los afloramientos mencionados, las rocas tienen una matriz de grano muy fino, casi afanítica que presenta tonos de colores amarillentos debido a la alteración. A veces, cuando la roca está más fresca, presenta tonos rosados. Sobre esta matriz resaltan los fenocristales de cuarzo que son los únicos que exhibe.
Tobas epiclásticas y grauvacas volcanogénicas.
Los materiales que componen esta secuencia volcanosedimentaria son principalmente grauvacas y tobas epiclásticas con variaciones en la granulometría y finos niveles de pizarras de color verdoso, que en algunos casos llegan a tener representación cartográfica. Tradicionalmente, estas rocas han sido denominadas el “Ollo de Sapo” de grano fino. Afloran sobre todo rodeando el cuerpo occidental de ortogneises glandulares, pero tienen especial desarrollo en el N y NO de Puebla de Sanabria y pueden verse buenos afloramientos en los alrededores de las localidades de Cervantes y Paramio. En esta zona, la intensa alteración diferencial acentúa las características estratigráficas de estas rocas. Dentro de los niveles microconglomeráticos se observa granoclasificación positiva. Al ascender en la serie, dentro de los metasedimentos que ya pertenecen a las Capas de Los Montes, es normal encontrar niveles de origen epiclástico, que presentan las mismas características texturales y composicionales que los pertenecientes a la Formación “Ollo de Sapo”. Estos niveles pueden encontrarse en las capas de areniscas y cuarcitas. Tienen carácter volcanosedimentario y proceden de ignimbritas riolíticas.
EDAD DE LA FORMACION “OLLO DE SAPO”.
Como consecuencia del metamorfismo no han aparecido fósiles útiles para la datación paleontológica, siendo necesario utilizar criterios estratigráficos y estructurales para realizar las dataciones. El principal criterio es que la Formación “Ollo de Sapo” está relacionada con materiales del Ordovícico Inferior ya que en esta Formación se encuentran intercalaciones de pizarras con facies similares a las pizarras de las Capas de Los Montes (Formación Puebla) y en estas últimas aparecen intercalaciones de materiales volcánicos iguales a algunos que pertenecen a la Formación “Ollo de Sapo”. Otro criterio estratigráfico es que la Formación “Ollo de Sapo” está encima de sedimentos de facies cámbrica, correlacionables con el Cámbrico Inferior de la ZAOL (Grupo Cándana). Según estos datos se podría decir que, estratigráficamente, la Formación “Ollo de Sapo” tendría una edad comprendida entre el Cámbrico Medio y el Ordovícico Inferior.
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| Figura nº 37: Cuadro de edades geológicas. |
Ante la falta de una datación paleontológica precisa se han realizado estudios isotópicos de estos materiales, así Gebauer (1983) realizo la datación U-Pb en circones de los gneises glandulares de Sanabria obteniendo una edad de 488 M.a. Diez-Montes en su Tesis (2.006) ha datado por el método U-Pb en circones, dos muestras poco metamorfizadas, una de los ortogneis glandulares obteniendo una edad de 472+-14 Ma y otra de las ignimbritas que ha dado una edad de 488+-6 M.a.
La edad del metamorfismo se ha determinado en tres muestras empleando para ello el método de la cristalización de la monacita: con los siguientes resultados: Muestra 1: 314,4-317,8 M.a.; Muestra 2: 314,0 Ma. y Muestra 3: 313,6 Ma. Estos resultados son parecidos a los obtenidos en otros estudios que indican que la fusión anatéxica ocurrió entre los 352 M.a. y los 297 M.a. en un proceso que duro 55 M.a.
Además, hay que tener en cuenta el dato de la datación de la caolinita procedente del gran evento volcánico del Ordovícico. Su datación mediante U-Pb ha proporcionado una edad absoluta de 477,47+-0,93 millones de años que se corresponde con la base del Arenigiense (Floiense) una edad coincidente con las dataciones realizadas en Sanabria.
Por otra parte, el ortogneis de Covelo situado debajo de la Formación “Ollo de Sapo” ha sido datado en 487±4 Ma (Montero et al., 2009), mientras que el ortogneis de San Sebastián fue datado por Lancelot et al. (1985) en 465±10 Ma, y por Montero et al. (2009) en 470±3 Ma.
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| Figura nº 38: Edad de la actividad ígnea. |
Capas de Los Montes o Formación Puebla:
Con un espesor muy variable (300 – 1000 m) esta formación se sitúa entre la Formación Ollo de Sapo y la Cuarcita Armoricana y esta formada por una alternancia de esquistos grises y pardos con cuarcitas de los mismos colores.
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| Figura nº 39; Pizarras negras esquistosas en la Sierra de Cabrera (Sanabria). |
La transición a la formación infrayacente la constituyen las “pizarras basales del Ordovícico Inferior” formadas por esquistos negros y azules con venas de cuarzo de exudación con distena y algunas intercalaciones de rocas vulcanosedimentarias.
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| Figura nº 40: Pizarras y finitas en Peña Trevinca (Sanabria) |
Los bancos de cuarcitas poco potentes en la base, aumentan de potencia y abundancia hacia el techo pasando gradualmente a la formación suprayacente. En las capas cuarcíticas se encuentran en ocasiones, laminaciones cruzadas que permiten establecer la polaridad de la serie y también abundantes icnofósiles con idéntico criterio de polaridad. Se han encontrado crucianas posiblemente del Ordovícico Inferior (Tremadoc).
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| Figura nº 41: El Castillo de Sanabria esta construido sobre estos materiales. |
Cuarcita Armoricana o Formación Culebra:
Encima de las Capas de Los Montes aparece una potente formación de carácter cuarcítico: la facies armoricana del Ordovícico Inferior (Arenig) que aflora en toda la Zona Centroibérica y que da lugar a importantes relieves. Son cuarcitas de grano fino en capas tabulares, agrupadas en bancos de espesor métrico a decamétrico con laminaciones paralelas, laminaciones cruzadas y granoclasificación.
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| Figura nº 42: Aspecto de la Formación Culebra. |
Son frecuentes los icnofósiles especialmente las cruzianas. Se las asigna al Ordovícico Inferior (Arenig).
Dentro de la Zona Cantábrica esta Formación se divide en tres Miembros (Aramburu):
Miembro La Matosa: Compuesto de cuarzoarenitas blancas con intercalaciones volcánicas en su parte alta. En este Miembro aparecen niveles interestratificados de caolinita (Capa Valverdín) que se habrían formado por la alteración marina de cenizas volcánicas transportadas eólicamente (tonstein).
Miembro Ligüeria: compuesto por conglomerados, lutitas y areniscas. Su base es una importante discontinuidad estratigráfica asimilable a la discordancia Sárdica.
Miembro Tanes: se diferencia del miembro anterior por una discontinuidad de orden menor.
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| Figura nº 43: Estribo de la Presa de Barrios |
El limite inferior de la Formación con la formación infrayacente (Oville) es gradual con un incremento brusco de la proporción de cuarcitas sobre las lutitas y viene marcado por la aparición de una primera capa gruesa de cuarcita.
Litológicamente la Formación Barrios esta formada por cuarcitas blancas de grano fino a muy fino con algunas intercalaciones de lutitas fisibles (pizarras) de color gris claro y raramente verdes. Ocasionalmente las cuarcitas pueden de ser grano medio a grueso e incluso microconglomerática. En la mitad inferior abundan las micas blancas y los minerales pesados alineados, también granos dispersos de glauconita. Las cuarcitas se presentan en estratos, bien definidos, de hasta 50 centímetros con laminaciones paralelas y cruzadas de bajo ángulo.
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| Figura nº 44: La Cuarcita Armoricana en el Sinclinal de Truchas (Sanabria). |
En la mitad superior de la Formación aparecen secuencias grano y estratocrecientes con frecuentes las estratificaciones cruzadas planas de media escala con paleocorrientes orientadas al SW, además de ripples de ola y corriente, estratificación flaser, ondulante y lenticular, junto a cantos blandos, scours, marcas de carga y bioturbación.
Destaca en esta parte alta un tramo de 5 metros con skolitos encima del cual se localiza la capa de caolinita Valverdín o K-bentonita constituyendo dos excelentes niveles guía.
En esta Formación aparecen dos capas (“tonsteins”) de caolinita de gran continuidad lateral que han sido objeto de aprovechamiento minero. Se formaron por alteración de cenizas volcánicas en el fondo marino y aparecen por toda Asturias en una extensión superior a los 45.000 Km2 por lo que procederían de una erupción gigantesca (“ultraplinianas) con una nube de cenizas 10 veces superior a la del Volcán Pinatubo (1991).
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| Figura nº 45: Area de deposición de las cenizas del supervolcan Ordovícico. |
Uno de estos tonsteins (Capa Pedroso) ha sido datado mediante U-Pb proporcionando una edad absoluta de 477,47+-0,93 millones de años que se corresponde con la base del Arenigiense (Floiense).
Pizarras de Luarca:
Gradualmente encima de la Cuarcita Armoricana aparece una sucesión pizarrosa, muy característica del NW de la Península Ibérica. Se trata de pizarras masivas de color negro o grises muy oscuras con tonos azulados y satinados. La formación contiene abundantes graptolites que corresponden a una edad Ordovícico Medio (Oretaniense).
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| Figura nº 46: Pizarras negras en la Sierra de Cabera (Sanabria). |
Los niveles mas altos corresponden a las Pizarras Negras satinadas de la Formación Pizarras de Luarca del Ordovícico medio y las alternancias de areniscas, limolitas y pizarras negras a la Formación Agüeria del Ordovícico superior.
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| Figura nº 47:Bosquejo de la probable morfología de los edificios volcánicos que conforman la Formación Ollo de Sapo. Los augen gneis formarían el intrusivo homogéneo del dibujo (Diez Montes 2007). |
Los gneis glandulares tipo Ollo de Sapo no solo se encuentran en el Dominio Ollo de Sapo de la ZCI del Macizo Ibérico sino que también aparecen en otros macizos variscos europeos como el armoricano, renano o bohémico, en los pirineos, el central francés y en Cerdeña.
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| Figura nº 48: Afloramientos de ortogneises glandulares en el Macizo Varisco Europeo. |
DEPÓSITOS POSTOROGÉNICOS
Los depósitos postorogénicos quedan reducidos a los depósitos de origen glaciar y a los rellenos de los valles fluviales y están constituidos principalmente por tills que se presentan en forma de morrenas glaciares, tal como se puede ver en el mapa geomorfológico de la siguiente figura. Los depósitos fluviales quedan restringidos a la parte baja del Rio Tera y del Arroyo de las Truchas. En la zona mas montañosa (Peña Trevinca y Peña Tres Marias) son abundantes los depositos de gravedad (canchales).
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| Figura nº 49: Cartografía de depósitos postorogénicos |
DEFORMACIÓN TECTONICA.
Como ya se ha mencionado anteriormente la zona de Sanabria esta situada en la parte noroccidental de la Península Ibérica en una zona muy compleja geológicamente con una gran variedad de litologías: ígneas, metamórficas y sedimentarias que presentan un alto grado de deformación tectónica producida por la Orogenia Varisca que produjo un acortamiento de varios miles de kilómetros al formarse los oroclinales Central Ibérico y Cantábrico.
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| Figura nº 50: Reconstrucción de la posición original de los macizos ibérico septentrional y meridional antes del acortamiento por la formación de los oroclinales ibérico y cantábrico. |
Martínez García, 1973; Martínez García & Quiroga, 1993, consideran que la tectónica de la zona del Lago de Sanabria se caracteriza por presentar cuatro fases principales de plegamiento, dos de las cuales están acompañadas por procesos de metamorfismo regional.
-Fase 1: Prehércinica, muy difícil de ver en la zona del Lago de Sanabria porque sus rastros han sido borrados por la siguiente fase. Los filones de cuarzo atribuidos a esta fase se encuentran replegados por la segunda.
-Fase 2: Causa la deformación más intensa en esta zona, dando lugar a pliegues muy aplastados con vergencia al NE y una fuerte esquistosidad de flujo (S2). Provoca un metaforismo de alta temperatura con migmatización.
-Fase 3: Da lugar a la formación de micro y mesopliegues asimétricos de plano axial muy inclinado y vergentes hacia el NE, como los de la Fase 2, y deforma a las migmatitas de esta misma Fase.
-Fase 4: Fase retrovergente, causante de la formación una crenulación y de pliegues amplios, de plano axial muy inclinado al NE, como el Antiformal de Ollo de Sapo.
La región se caracteriza por la presencia del Antiforme del Ollo de Sapo. Esta estructura corresponde a un gran pliegue vergente al Este formado durante la primera etapa de la deformación varisca suavemente deformado por pliegues posteriores. El pliegue está afectado por fallas posteriores tardivariscas, postvariscas y alpinas.
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| Figura nº 51: Corte geológico del Domo de Sanabria (Zamora) |
Estos investigadores han reinterpretado este antiforme, en el sector de Sanabria, como una ventana tectónica en la que afloran cuatro unidades alóctonas superpuestas. La estructura de la ventana de Sanabria está caracterizada por la presencia de una esquistosidad generada durante la segunda fase de deformación. Generalmente, las estructuras tectónicas presentan una dirección NW-SE.
El apilamiento de estas unidades tuvo lugar durante las fases de deformación de la orogénesis Hercínica. Estas unidades son, denominadas de abajo a arriba:
-Unidad de Villanueva: Cámbrico-Ordovícico.
-Unidad de Viana: Serie de Poto s.s. Precámbrico-Cámbrico.
-Unidad de Ribadelago: Formación Ollo de Sapo. Cámbrico-Ordovícico.
-Unidad de Peña Trevinca: Cámbrico-Silúrico.
Martínez García & Quiroga, 1993 se apoyan para esta interpretación en el tipo estructural, la existencia de niveles de milonitas y blastomilonitas entre cada una de estas unidades alóctonas, así́ como la existencia de diferencias litológicas y metamórficas observables en la región.
El IGME deduce la existencia de dos etapas de metamorfismo regional, una primera muy enmascarada por los procesos posteriores y afectando principalmente a los feldespatos de la F. Ollo de Sapo y una segunda que es la esquistosidad principal. El Antiforme de Ollo de Sapo constituye una compleja estructura de cswi 300 kilometros de longitud, desde la costa cantábrica hasta la Provincia de Zamora donde desaparece bajo el terciario postectónico de Cuenca del Duero y vuelve a aparecer en Guadalajara. Esta estructura sigue el arqueado de las estructuras cariscas del NW de la Península Ibérica. Esta estructura esta considerada como el limite entre las zonas astruoccidental-leonesa (ZAOL) y la Centro ibérica (ZCI) del Macizo Ibérico establecidas por Julivert et al en 1974. En el núcleo de esta estructura se encuentran las rocas con aspecto porforiroide (augen gneis), antes descritas.
Otros investigadores consideran que los materiales del Antiforme del “Ollo de Sapo” han experimentado una deformación polifásica varisca El esquema regional que se maneja actualmente es el resultado de la superposición de tres fases principales de deformación varisca. Cada evento deformativo puede ser definido mediante un conjunto de estructuras que muestran una orientación equivalente, la misma cinemática global y las mismas fábricas, así como una evolución metamórfica comparable.
Durante la primera fase de deformación (D1) se desarrollaron, en todo el Dominio de “Ollo de Sapo”, pliegues volcados o tumbados vergentes al Este y NE, con una esquistosidad o clivaje tectónico de plano axial.
Durante la segunda fase de deformación (D2) se formaron los cabalgamientos y estructuras asociadas, que afectan a la región y que corresponde al emplazamiento de los complejos alóctonos de la ZGTM y del parautóctono sobre la ZCI, y también a los cabalgamientos de la ZAOL. Aunque los eventos D1 y D2 son compresionales, se diferencian en que el primero afecta a todas las rocas sedimentarias e ígneas precarboníferas, mientras que el segundo tiene un carácter más discreto, con sus estructuras localizadas en zonas de cizalla dúctiles, frágil-dúctiles y frágiles.
La tercera fase (D3) generó grandes estructuras subverticales, que incluyen pliegues con un clivaje de crenulación normalmente bien desarrollado y zonas de cizalla de carácter dúctil a frágil, subverticales, con movimiento en dirección y que con frecuencia deforman a los plutones de granitoides sincinemáticos.
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| Figura nº 52: Estrias de falla en gneis de grano fino. Lago de Sanabria. |
PRIMERA FASE DE DEFORMACIÓN (D1).
Pliegues de primera fase:
La primera fase varisca generó estructuras de plegamiento a todas las escalas, bien visibles en los materiales sedimentarios y en sus contactos con la Formación “Ollo de Sapo”. Tienen una excelente representación cartográfica al NE de la zona, donde afectan a la Cuarcita Armoricana del flanco Sur del Sinclinal de Truchas y las Capas de Los Montes donde éstas y el contacto con el “Ollo de Sapo” dibujan el cierre periclinal de un anticlinorio. En toda esta zona, los ejes de los pliegues muestran una dirección constante NO-SE con inmersión al NO. La geometría de los pliegues varía desde paralela, en las barras de cuarcitas, a similar en las capas más arenosas y en las pizarras.
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| Figura nº 53: Principales estruturas plegadas del Dominio Ollo de Sapo. |
Esquistosidad de primera fase (S1) en los metasedimentos.
En pizarras, S1 es un clivaje pizarroso, bien desarrollado, marcado por la orientación de clorita, sericita y moscovita, mientras en las cuarcitas se ha desarrollado una esquistosidad grosera o bien no ha llegado a formarse, sobre todo en aquellos bancos de cuarcitas masivas de las Capas de Los Montes o Cuarcita Armoricana. En los niveles de areniscas cuarzosas, la esquistosidad también es grosera, pero mejor desarrollada, y está marcada por la orientación de moscovita-sericita y por un suave aplastamiento y reorientación de los clastos. La edad de esta primera fase corresponde al límite entre el Devónico y el Carbonífero.
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| Figura nº 54: Esquistos en "diente de perro". Este tipo de disposición es debida a la esquistosidad. |
Deformación y desarrollo de S1 en los ortogneises del “Ollo de Sapo”.
Las rocas que componen la Formación “Ollo de Sapo”, como por ejemplo el ortogneis glandular, son porfídicas con fenocristales englobados en una matriz de grano fino a muy fino, lo que condiciona el comportamiento de las rocas ante la deformación. La principal estructura es una fábrica planolinear. Esta deformación se observa principalmente en la mitad oriental de la zona de estudio, donde el grado metamórfico es bajo, y es característica de rocas sin una anisotropía previa, como suele ser el caso de los granitoides. A la hora de distinguir foliaciones primarias y deformativas en rocas de origen volcánico o subvolcánico, las primarias están definidas por estructuras de flujo y compactación dentro de una matriz vítrea y por la orientación de fragmentos, cristales y pómez u otros fragmentos líticos. Las foliaciones tectónicas están definidas por la alineación, principalmente, de micas neoformadas, cuarzos, feldespatos y óxidos estirados, y de forma local por pequeños pliegues intrafoliares. En el caso de las ignimbritas, ya existía una foliación previa eutaxítica, pero en su conjunto se han comportado igual que el ortogneis glandular, excepto para los vidrios volcánicos, que han recristalizado a micas blancas (fengita-moscovita). Como estas micas poseen un clivaje, la deformación varisca induce un microplegamiento del mismo, dando la sensación de que existen dos foliaciones dentro de los cristales de micas blancas, pero al analizar la matriz se comprueba que sólo tiene una esquistosidad.
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| Figura nº 55: Gneis con deformación planolinear (Lago de Sanabria). |
ROCAS PLUTÓNICAS VARISCAS.
Una característica de la ZCI es la abundancia de batolitos graníticos, distribuidos a lo largo de una banda de 400 km de ancho. La mayor parte de los batolitos se formaron entre 325 y 300 Ma (BEA et al., 2003), aproximadamente 30 a 50 Ma después de la colisión varisca (FERREIRA et al., 1987). En su mayor parte, están compuestos por granitoides peraluminosos, ricos en K+.
Así, los granitoides de la zona se han dividido en cuatro grupos, que son:
1. Granitoides precoces
2. Granitoides sincinemáticos meso-catazonales
3. Granitoides sincinemáticos epi-mesozonales
4. Granitoides tardíos y postcinemáticos epizonales
GRANITOIDES PRECOCES.
Dentro de este grupo se han incluido los macizos de Ribadelago, Quintana y Manzalvos- Castromil. El primero está constituido por granodioritas y tonalitas, mientras que los otros dos están formados por monzogranitos biotíticos con moscovita y tienen carácter porfídico. Por lo general, este tipo de macizos son alargados, de forma paralela o subparalela a las estructuras regionales del orógeno varisco. En casi todos ellos la biotita es la mica dominante, si bien en ocasiones la moscovita llega a ser muy abundante, y se caracterizan por presentar texturas porfídicas. El emplazamiento es contemporáneo con el metamorfismo regional y son ligeramente anteriores a la intrusión de los granitos de dos micas. Estos macizos constituyen cuerpos bien delimitados, que suelen presentar fenómenos de hibridación con los magmas peralumínicos. Otra característica importante es que afloran en las zonas de alto grado metamórfico.
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| Figura nº 56: Afloramiento de granitoide con forma de lomo de ballena y una incipiente disyunción en capas de cebolla. Ribadelago (Sanabria). |
Macizo de Ribadelago
Se trata de un complejo plutónico que se localiza en la provincia de Zamora, entre el Lago de Sanabria y las inmediaciones de Porto. El afloramiento principal tiene una forma elíptica grosera, con su terminación NO adelgazada y apuntada, y su extremo SE subredondeado. Tiene una extensión aproximada de 20 km2 y un eje mayor con una longitud de 11 km en dirección N 115°E, con una anchura máxima de 3 km. Al NO, y sobre todo al S, se encuentran diversos cuerpos menores y apófisis, cuyos afloramientos tienen superficies que no suelen sobrepasar 1 km2 y formas irregulares, pero en general elongadas en la misma dirección del cuerpo principal. Este complejo plutónico ha intruido en los ortogneises glandulares migmatizados tal como se puede observar en el mapa geológico:
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| Figura nº 57: Mapa geológico del Macizo de Ribadelago (Sanabria). |
Los contactos suelan ser bastante netos pero intrincados y cortan a la foliación y al bandeado de los gneises. No obstante, tanto los granitoides como los materiales encajantes están afectados por deformaciones de cizalla variscas, y los procesos de disgregación de los ortogneises migmatizados y de mezcla, con movilizados y granitoides migmatíticos, indican que el emplazamiento de los materiales plutónicos se ha producido no muy alejado del pico metamórfico de bajas presiones que ha ocasionado la migmatización de los ortogneises glandulares. Localmente, se observa en algunas zonas de contacto el desarrollo de un entramado de diques deformados de tonalitas-granodioritas que cortan a los ortogneises migmatizados y que arrastran enclaves más o menos desestructurados de los mismos, y nódulos y schlieren de biotita que proceden de la disgregación de los niveles micáceos que definen la foliación. Este tipo de relaciones puede observarse en las inmediaciones de la central eléctrica de Moncabril y al N de San Martín de Castañeda, en la carretera que va a la Laguna de los Peces. En esta última zona puede verse cómo las granodioritas se mezclan con los fundidos procedentes de la migmatización de los ortogneises, a la vez que forman diques que los cortan formando ángulos variables con el bandeado estromático. Las características litológicas de este complejo son bastante heterogéneas, debido en gran parte a que en él se incluyen granitoides relativamente básicos de origen alóctono profundo, granitos y leucogranitos migmatíticos autóctonos y para-autóctonos y toda una serie de granitoides híbridos. Por otra parte, esta heterogeneidad se encuentra acentuada por causa de la deformación y del emplazamiento en condiciones catazonales, que facilitan los procesos de mezcla y distorsionan y complican las texturas y estructuras originales magmáticas.
La facies más representativa, y ampliamente representada, está constituida por granodioritas y tonalitas de grano medio a medio-fino, equigranulares o algo heterogranulares, de color gris medio a gris oscuro y variablemente foliadas.
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| Figura nº 58: Granitoide con fenocristales prismáticos e feldespatos (Ribadelago). |
En estas rocas, la biotita tiende a formar plaquitas finas (ala de mosca) que destacan sobre el resto de los minerales y, ocasionalmente, se pueden encontrar pequeños megacristales de feldespato potásico. La foliación puede ser localmente muy penetrativa y sus directrices mas frecuentes fluctúan entre N100 E y N 120 E con buzamientos comprendidos entre los 70 y los 60 º al sur. Esta estructuración es debida a los efectos de una deformación por cizalla que ha afectado al conjunto intensivo y a los materiales encanjantes en una etapa en que las rocas platónicas aun no estaban totalmente consolidados.
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| Figura nº 59: Granitoide de grano gruesos con cuarzo, micas y fenocristales de feldespato blancos deformados (Ribadelago; Sanabria). |
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| Figura nº 608: Granitoide con abundante cuarzo blanco y micas oscuras, algunas de gran tamaño. (Ribadelago: Sanabria). |
DISCUSION.
El magmatismo del Cámbrico Superior al Ordovícico Inferior se encuentra muy extendido por todo el autóctono de la Zona Centroibérica. La gran mayoría de esta actividad magmática ocurrió en un periodo de tiempo relativamente corto y se centra en el Ordovícico Inferior, entre un intervalo de edades que varían desde 488 hasta 478 Ma
En la zona de Sanabria la Formación “Ollo de Sapo” constituye un importante episodio volcánico con magma fluido muy bajo en volátiles, de edad Ordovícico Inferior, que dio origen a dos domos riolíticos situados a muro de los metasedimentos ordovícicos.
Este importante magmatismo estaría asociado a la ruptura del margen perigondwánico del océano Iapetus y la apertura del océano Rhéico durante el Ordovícico Inferior. Este magmatismo correspondería a un arco volcánico, dentro de un contexto de “rifting” en una cuenca con una importante extensión cortical.
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| Figura nº 61: Apertura del Océano Reico y la formación de un arco volcánico durante el Ordovícico medio (Tremadoc) en un proceso de extension del margen continental de Gondwana. |
Este tipo de zonas, con grandes volúmenes de rocas de carácter ácido, reflejan procesos de fusión cortical a gran escala, como respuesta a una importante extensión litosférica (“rifting”) dentro de márgenes continentales, y al alto flujo térmico proporcionado por el manto o por la intrusión masiva de rocas básicas (“underplating”). El hecho de que en toda la ZCI se encuentren materiales ígneos de carácter ácido, semejantes a la Formación “Ollo de Sapo”, y en la misma posición estratigráfica induce a pensar que se podría definir una gran provincia silícea cuyo origen estaría asociado a la ruptura del margen de Gondwana
Formación del domo gnéisico de Sanabria-Viana do Bolo. El orógeno Varisco está asociado a un proceso de subducción y cierre de cuencas oceánicas, seguido por la colisión continental entre Laurentia y Gondwana que ocurrió entre el Devónico y el Carbonífero Superior-Pérmico. La colisión continental genero una corteza engrosada, inestable, en la cual se produjeron reajustes corticales, entre los cuales cabe incluir el desarrollo de domos gnéisicos-migmatíticos. En la siguiente figura se puede ver un esquema del desarrollo del proceso de formación de los domos gnéisicos.
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| Figura nº 62: Formación de los domos gneisicos de Sanabria (Zamora) |
La formación de los domos comienza con un engrosamiento orogénico durante los dos episodios de deformación compresivos mariscos, el primero o D1 es el responsable de los primeros pliegues tumbados con vergencia NE, y el segundo o D2 durante el cual se emplazaron los complejos alóctonos. Según los datos cronológicos el primero ocurrió en la zona hace unos 360 Ma, en el límite Devónico-Carbonífero, y el segundo culminó hace unos 325 Ma, en el límite Carbonífero Inferior-Medio.
Tras el engrosamiento orogenico tuvo lugar un proceso de colapso gravitacional y adelgazamiento cortical en una etapa que se ha denominado D2 extensional, se produjo una fuerte descompresión isotérmica. El adelgazamiento extremo y ruptura de la corteza superior permitirá el ascenso hacia la superficie de la corteza media-inferior. En esta etapa se produjeron estructuras tan importantes como el cizallamiento subhorizontal de las unidades metamórficas central e inferior, la generación de la foliación S2 y la lineación de estiramiento desarrollada en el bandeado gnéisico.
Tras el colapso gravitacional se produjo una fase de plegamiento (D3) generalizada en el NW peninsular. En la comarca de Sanabria se produjo un tren de pliegues subverticales en las áreas epizonales, e inclinados en las más profundas, donde tienen una cierta vergencia al NNE. Los pliegues D3 doblan a las fábricas extensionales previas, el clivaje de crenulación de las pizarras ordovícicas y al bandeado gnéisico del gneis glandular y de la Serie de “Viana do Bolo”.
La edad de la tercera fase se estima, en base a dataciones isotópicas, entre 315 y 305 Ma, es decir, abarca aproximadamente la mitad superior del Carbonífero Medio.
Los fenómenos de fusión parcial continuados provocaron un fuerte cambio de densidades en los materiales de la corteza media-inferior lo que unido al importante volumen de rocas ígneas generado, crearon una fuerte inestabilidad cortical por inversión de densidades (inestabilidad de Rayleigh-Taylor). Esto, unido a un último pulso extensional, desencadenó la formación del domo y de la Falla de Chandoiro y otras fallas normales asociadas. La componente vertical del flujo fue esta vez significativa, y produjo un fuerte aplastamiento en la parte superior del domo, evidente en la horizontalización de las superficies axiales de los pliegues D3 a todas las escalas. La edad de formación del domo es probablemente Carbonífero Superior o Pérmico Inferior, ya que la Falla de Chandoiro corta a la granodiorita de Veiga, datada en 286 ± 6 Ma.
En el siguiente gráfico se puede ver un esquema con este complicado proceso:
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| Figura nº 63: Proceso de formación de un domo gnéisico. |
GEOMORFOLOGIA GLACIAR.
La zona del Lago de Sanabria es una de las mejores zonas para estudiar la geomorfología glacial de la Península Ibérica. Antes de describir las morfologías glaciales que se pueden ver en el Parque Natural del Lago de Sanabria (Zamora) repasaremos que es una glaciación y las características de los glaciales. Tambien veremos lo que se sabe del glaciar de Sanabria.
Una glaciación ocurre cuando el clima se hace lo suficientemente frio como para que se formen grandes y espesas capas de hielo sobre mares y continentes. En la historia de la Tierra han ocurrido cuatro grandes glaciaciones. La primera glaciación documentada es la Glaciación Huroniana que ocurrió durante el Proterozoico Temprano hace +-2,5 mil millones de años. La siguiente glaciación es la Glaciación Criogénica que ocurrió en el Proterozoico Tardío hace 700 millones de años, ya en tiempos paleozoicos durante el Ordovícico- Silúrico hace +-450 millones de años aconteció la Glaciación Andina-Sahariana. En el Pensilvaniense (Carbonífero) hace 323-300 millones de años ocurrió la Glaciación Karoo. La mas reciente de las glaciaciones y la mas reciente (Plioceno- Cuaternario) es la mejor conocida y la mas estudiada tuvo lugar durante los últimos 2,5 millones de años y esta formada por una serie de 18 ciclos glaciares.
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| Figura nº 64: Glaciaciones fanerozoicas. |
En el ultimo millón de años ha habido un total de 4 periodos glaciales con sus correspondientes periodos interglaciares, El primer periodo glacial empezó hace 850.000 años y el ultimo termino hace 10.000 años.
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| Figura nº 65: Glaciaciones cuaternarias. |
Un estudio realizado en los núcleos de un sondeo en el hielo antártico indica la existencia de hasta 8 avances glaciales en los últimos 420.000 años. La máxima extensión del hielo se conoce como Ultimo Máximo Glaciar (LGM) y se extendió entre los 26.500 y los 19.000 años A.P. En el siguiente gráfico se pueden apreciar las variaciones climáticas en el ultimo medio millón de años.
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| Figura nº 66: Gráfico con las variaciones climáticas (glaciaciones) en el último medio millón de años. |
El periodo comprendido entre los 10.000 y los 9.700 años A.P. corresponde a la Glaciación Würm, también conocida como la Edad de Hielo, y es el ultimo periodo glacial que ha acontecido en la Tierra, desarrollándose durante el Pleistoceno superior y finalizando con el Dryas Reciente un periodo de enfriamiento que se extendió entre los 12.900 y los 11.700 años A.P. que dio paso al periodo de clima templado actual: El Holoceno.
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| Figura nº 67: Cambios en la temperatura media global al final de la Edad de Hielo |
Durante la ultima glaciación el hielo cubrió amplias extensiones a nivel mundial, en el norte de Europa un enorme casquete glacial se desarrollo sobre Escandinavia extendiéndose hacia Gran Bretaña, Alemania, Polonia y Rusia,
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| Figura nº 68: Extension del hielo durante el Ultimo Máximo Glacial en Europa (+-20.000 años), |
A partir del fin de la ultima glaciación hace 11.000 años la temperaturas suben hasta alcanzar una media de 15ºC, con algunas oscilaciones de periodos de temperaturas mas altas (optimos climaticos) y periodos de temperaturas mas frías de gran influencia en la historia de la humanidad:
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| Figura nº 69. |
Además de este enorme casquete polar también se desarrollaron casquetes mas pequeños en las montañas del cinturón alpino, en España se desarrollaron glaciales en los Pirineos, la Cordillera Cantábrica, el Macizo Galaico, la Cordillera Central, la Cordillera Ibérica y la Cordillera Bética.
Durante el Ultimo Máximo Glaciar, hace 19.000-26500 años y en las montañas del Macizo Galaico a cotas superiores a los 2.00 msnm, se formo un glaciar de casquete, del tipo ICE Cap, con glaciares de tipo alpino con lenguas de decenas de kilómetros que descendían hasta cotas inferiores (800-1.000 msnm). Después de este máximo glaciar los hielos retrocedieron y los glaciares quedaron confinados a los antiguos cauces fluviales hasta desaparecer hace 17.300-13.000 años durante el Periodo tardiglaciar Holoceno.
Un glaciar es una gran masa de hielo que se acumula en las regiones polares o bien en zonas de montaña con cotas por encima del nivel de las nieves perpetuas. Esta masa de hielo desciende lentamente, en forma de un rio de hielo, hacia niveles inferiores. El hielo que forma el glaciar se forma por acumulación de nieve y mediante un proceso de compactación debido al peso de la nieve acumulada. La fusión y recongelación de los cristales de nieve hace que esta pierda porosidad y gane densidad transformándose en hielo.
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| Figura nº 71: Perfil de un glaciar |
Los glaciares pueden ser de dos tipos:
-Glaciares de casquete (islandsis): inmensas masas de hielo formadas en latitudes polares.
-Glaciares alpinos: formados a partir del hielo que se acumula en las montañas y desciende por un valle como un rio o lengua de hielo hasta que se derrite.
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| Figura nº 72: Glaciar de tipo alpino. |
Un glaciar se divide en varias partes:
-Una zona de acumulación; generalmente se localiza en la parte mas alta del glaciar donde nieva y se produce la acumulación se produce porque las bajas temperaturas impiden la fusión del hielo. Esta zona también se la conoce como "circo glaciar" generalmente una cubeta con forma de anfiteatro que bordean las divisorias de aguas
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| Figura nº 73: La laguna del Lacito en el centro de un circo glaciar. |
-Una zona de ablación: es una zona mas baja que la de acumulación, donde hay un equilibrio entre los procesos de acumulación y los de perdida de masa y se produce el movimiento de la lengua de hielo. Esta zona se corresponde con la "lengua glaciar".
-Morrenas: se trata de acumulaciones de materiales arrancados y transportados por el hielo. Se localizan en los bordes y parte superior del glaciar.
-Parte terminal: es la zona mas baja donde se produce la fusión del hielo y donde puede formarse un lago glaciar.
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| Figura nº 74: Partes de una glaciar alpino. |
El avance del glaciar provoca la erosión del terreno, sobre el que discurre, y que fragmentos, de todos los tamaños, del mismo se incorporen a la masa de hielo que los transportan y finalmente los depositan. Estos materiales glaciogénicos no consolidados reciben el nombre de "tills". Los tills pueden ser de varios tipos:
-Tills primarios: depositados directamente por el glaciar.
-Tills secundarios; depósitos que han sufrido procesos adicionales pueden ser glaciofluviales, glaciolacustres y glaciodeltaicos,
Los tills primarios se dividen en:
-Tills de asentamientos.
-Tills de deformación.
-Tills de derretimiento.
-Tills de sublimación.
En el siguiente grafico se detallan las texturas y estructuras de los tills:
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| Figura nº 76: Till del Lago de Sanabria (Zamora) |
Las acumulaciones constituyen las morrenas y pueden ser de varios tipos;
-Morrena terminal: se trata de un montículo de material que se deposita al final de un glaciar. Este tipo de morrena se forma cuando el hielo se funde y el material que transporta se deposita.
-Morrena de fondo: se produce cuando la ablación y el glaciar empieza a retroceder dejando un deposito de till en forma de llanuras onduladas.
-Morrena lateral: este tipo de morrena se produce en los glaciares alpinos, los sedimentos se acumulan de forma paralela a los laterales del valle glaciar del que han sido previamente arrancados por el deslizamiento y fricción del hielo.
-Morrena central: también aparece en los glaciares alpinos y se forma cuando se unen dos morrenas laterales por la conjunción de dos lenguas glaciares.
-Morrena superficial: como su nombre indica se localiza en la superficie del glacial.
-Morrena de frente: es la situada en la parte delantera del glaciar. También se conocen por "arcos morrenicos".
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| Figura nº 77: Distribución de los tipos de morrenas en una lengua glaciar. |
-Drumlins: se trata de colinas redondeadas de 8 a 60 metros de altura, alargadas de 400 a 6000 metros de longitud, según la dirección del hielo, formadas por tills. No deben de confundirse con los drumlins rocosos que son macroformas glaciares situadas en el fondo de los valles glaciares alargadas en la dirección del flujo del hielo.
-Esker: son largas y sinuosas crestas arenosas de acentuadas pendientes depositadas por ríos subglaciares.
-Bloques erráticos: son fragmentos rocosos a veces de gran tamaño que han sido transportados por el hielo de los glaciares.
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| Figura nº 78: Gran bloque errático en la carretera del Lago de Sanabria (Zamora) |
En la zona del Lago de Sanabria hay numerosos ejemplos de morrenas pues solo en el lago grandes hay 9 arcos morrénicos o morrenas frontales que marcan la evolución del frente del glacial en el tiempo:
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| Figura nº 79: Cartografía del MAGNA (IGME) mostrando el conjunto de arcos morrénicos frontales localizadas al este del Lago Grande y las dos morrenas laterales del antiguo frente glaciar. |
Se han realizado estudios sobre las edades de las morrenas del Lago Grande de Sanabria y las morrenas de la Laguna de los Peces resultando un rango estimado entre los 19.200+-1.900 años y los 15.000 +-1.400 años, tal como se puede ver en la siguiente imagen:
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| Figura nº 80: Edades de las diferentes morrenas glaciares de Sanabria. |
La acción del hielo sobre las rocas sobre las que circula la lengua glaciar es de desgaste o abrasión y de arranque y se generan una serie de formas muy típicas;
-Rocas aborregadas: o "lomos de ballena" son formas erosivas que aparecen el fondo de los valles glaciares o zonas por donde hallan circulado masas de hielo. Estas formas presentan formas redondeadas con una pendiente suave en la parte de donde viene el flujo del hielo y una pendiente mas aburpta en la parte contraria donde se produce el arranque de material y su incorporación a la lengua glaciar tal como se puede ver en la siguiente figura
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| Figura nº 81; Formación de una roca aborregada. Wikipedia. |
En la siguiente fotografía se puede ver una de estas rocas en el Lago de Sanabria;
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| Figura nº 82: roca granitoide en forma de "lomo de ballena". Ribadelago (Sanabria) |
-Rocas pulidas: la fricción del hielo del glacial y de las rocas en el contenidas, actúa como un papel de lija que alisa y pule las rocas que se sitúan por debajo de el. La roca pulverizada por esta abrasión se la conoce como "harina de roca" y es de grano finísimo (entre 0,002 y 0,006 mm).
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| Figura nº 83: Rocas pulidas en la zona de la Laguna de San Martin (Sanabria) |
-Marcas concéntricas: son formas producidas por la fricción de una roca transportada por el hielo contra el suelo. Pueden tener formas de media luna o semicirculos concéntricos.
-Estrías y acanaladuras; también producidas por la fricción de rocas transportadas por el hielo contra las rocas del fondo del valle glaciar. Se diferencian de las anteriores en que estas son rectilíneas y paralelas. Suelen de ser pequeña profundidad (milímetros o centímetros) y algunos metros de longitud. Los surcos son de mayor tamaño.
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| Figura nº 84: Formas de erosión y arranque glacial |
En Sanaría son muy abundantes las estrías muy visibles en las rocas ígneas que bordean el lago grande, como se puede ver en la siguiente fotografía:
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| Figura nº 85: estrías glaciares en una roca en lomo de ballena a la orilla del Lago Grande de Sanabria (Zamora). |
Las fisuras son poco profundas (mmts) y bastante largas (mts) rectilíneas y paralelas e indican una dirección del flujo en dirección Oeste-Este:
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| Figura nº 86: Estrías glaciares en un granitoide pulido. Ribadelago (Sanabria). |
En la fotografía anterior se puede apreciar que en algunos casos la ficción del hielo además de estrías ha producido el pulido de las rocas.
En la siguiente imagen se puede ver una composición de imágenes que ilustran el retroceso del hielo en una glaciar alpino y la formación de un lago glaciar:
El Glacial de Sanabria:
Durante la glaciación Würm, Sanabria estaba integrada en el foco de glaciarismo del Macizo Galaico donde se formo un casquete glaciar alimentado por las nieves caídas en las zonas del mencionado macizo situadas a cotas superiores a los 2.000 msnm. De este casquete salían lenguas de hielo en varias direcciones constituyendo valles glaciares.
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| Figura nº 88: Grosor del hielo en la zona de Sanabria. En color verde de 100 a 200 metros, en color azul de 200 a 400 metros. |
A la zona del Lago de Sanabria llegarían tres lenguas glaciales que saldrían del casquete glacial del Macizo Galaico, en la zona de la Sierra Segundera: las lenguas del Valle del Tera, del Valle del Cárdena y la del Valle del Segundera.
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| Figura nº 894: Lenguas glaciales que llegaban al Lago de Sanabria (Zamora). |
Estas tres lenguas han dado origen a tres valles por los que circulan los Ríos Tera, Cárdena y Segundera que desembocan en el Lago Grande de Sanabria.
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| Figura nº 90: Valle glaciares que terminan en el Lago de Sanabria. |
Son valles glaciales con forma en U aunque el efecto de la erosión fluvial ha permitido que algunos adquieran una forma en V y que forman parte de una misma cuenca hidrográfica: la cuenca que drena al lago de Sanabria. Esta cuenca ocupa una superficie de 127,3 Km2 (De Hoyos 1996) y esta formada por dos subcuencas, una alargada en dirección norte-sur siguiendo el cauce del Rio Tera y otra en dirección oeste-este cuyas aguas son drenadas por los ríos Cárdena y Segundera afluentes del Rio Tera antes de su entrada al Lago de Sanabria.
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| Figura nº 91: Valle glaciar en forma de U. Sanabria. |
La parte alta de la cuenca se sitúa en la zona de unión de las sierras Segundera y Cabrera desde esta zona hasta el lago el terreno tiene una pronunciada inclinación. Una cresta montañosa une las dos sierras con sus principales cumbres (Peña La Ribera, Peña Trevinca, Peña Negra y el Picón), constituyendo una alineación de horns o picos glaciares que separan dos vertientes principales una orientada al norte y otras al sur.
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| Figura nº 92: Modelo digital de elevación del hielo encelado casquete glaciar de Sanabria. |
En la vertiente meridional se desarrollan un conjunto de circos glaciares: el mas alto situado en la ladera oriental de la Peña Negra (2.124 msnm) donde se sitúa el nacimiento del Rio Tera (1.890 msnm) al que se opone otro circo desarrollado en la ladera occidental de la Peña Vidulante (2.053 msnm). Entre la Peña Trevinca ( 2.127 msnm) y la Peña Vedada (2.014 msnm) se desarrolla otro circo glacial abierto hacia el Este y seguido de otro circo con la misma orientación entre este y la Peña Mermiñeira (1.946 msnm) en la ladera opuesta otro circo se desarrolla entre la Peña Vidulante y el Alto del Rio Pedro (2.028 msnm). Mas al sur se encuentra el Circo de la Laguna de Lacillo, en la ladera oriental del Pico Moncalvo (2.044 msnm). A partir de este punto el valle se estrecha y en la zona de la Presa del Tera se alcanza la rotura de pendiente que marca el inicio del Cañón del Rio Tera.
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| Figura nº 93: Algunos de los circos glaciares que se desarrollan en la cabecera del Río Tera (Sanabria) |
Esta pendiente llega prácticamente hasta la orilla del Lago de Sanabria al contrario que en la orilla oeste la pendiente es menos pronunciada. Hay una zona llana desde la orilla del lago hasta la rotura de la pendiente, zona que esta rellena de sedimentos aportados por el rio. Al este el lago se cierra con un conjunto de morenas glaciares.
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| Figura nº 94: Mapa glaciar de Sanabria. |
El valle principal es el Valle del Rio Tera que nace en la vertiente oriental de la Peña Negra (Porto) a una cota de 1.890 msnm y discurre hacia el sur a través de un valle glaciar en U en el que se localizan los embalses de la Vega del Conde y de la Vega del Tera y las lagunas de Lacito, de Rábano y otras mas pequeñas localizadas en la vertiente oriental de la Sierra Segundera.
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| Figura nº 95: El Canon del Rio Tera (Sanabria). |
A partir de la Presa de Vega de Tera (1.530 msnm) el cauce discurre durante casi 6 kilometros por el muy abrupto Cañón del Rio Tera hasta alcanzar Ribadelago (1.100 msnm) donde se une con los ríos Cárdena y Segundera, Esta zona tan abrupta correspondería a un umbral glacial (verrou) donde se produce una elevación suelo glaciar una intensa erosión por fricción del hielo y después de la retirada de los hielos se forman desfiladeros, lagos colgados y otras abruptas formas topográficas.
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| Figura nº 96: Esquema de un glaciar con la situación del umbral (verrou) glacial. Los embalses de Vega de Tera, de Cárdena y de Puente Porto corresponde a lagos de verrou. |
Los valles de los ríos Cárdena y Segundera, afluentes del Rio Tera, fluyen en dirección de Oeste a Este hasta Ribadelago. El Rio Cárdena presenta un trazado sinuoso desde su nacimiento a 1.690 msnm recibiendo el aporte de las aguas de los lagunas de Camposagrado, trazado que se hace rectilíneo al discurrir a favor de una fractura de dirección E-W, discurriendo por un valle abierto hasta El Embalse de Cárdena (1.570 msnm) desde donde se encaja en el terreno hasta llegar a Moncabril (1.020 msnm).
A partir del Embalse de Cárdena el rio recibe las aguas de un conjunto de lagunas entre las que destaca el Embalse de Garandones,
El Rio Segundera nace en las Lagunas de Camposagrado (1.620 msnm) discurriendo hacia el Este pero al contrario que el Rio Cárdena, lo hace por un cauce muy sinuoso y encajado en las rocas. Este rio recibe agua de una serie la lagunas situadas en la Sierra de Porto de las cuales la principal es el Embalse de Puente Porto.
En el caso de los ríos Cárdenas y Segundera no se observan circos glaciares salvo quizás la zona donde se situa en embalse de la Sierra de Porto.
En las zonas de umbrales (verrou) de estos tres ríos el paisaje esta caracterizado por la existencia de grandes rocas en forma de lomos de ballena y rocas aborregadas de gran escala con longitudes de cientos de metros.
Estos tres ríos se unen en Ribadelago Viejo y desembocan en el Lago de Sanabria en Ribadelago Nuevo De este lago ya hemos hablado anteriormente.
EL
LAGO GRANDE:
El lago de Sanabria se
localiza a 1.000 m sobre el nivel del mar ocupando una depresión glaciar en el
valle del río Tera. El lago de Sanabria pertenece al grupo de lagos formados
por la actividad de glaciares y es el único lago de este tipo (llamados lagos
marginales o de barrera glaciar) que existe en la Península Ibérica (Margalef,
1983).
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| Figura nº 97: Lagos glaciares. |
La cubeta que ocupa el lago de Sanabria se ha formado a partir de un valle fluvial posteriormente modificado por acción glaciar. Como ya se ha mencionado anteriormente la lengua de hielo que excavo el valle se formo durante la glaciación del Würm cuando se acumularon en las sierras Segundera y Cabrera grandes cantidades de hielo originando un glaciar de meseta o casquete situado a 1.500-1.700 m de altitud. Este glaciar de meseta alimentaba varias lenguas de hielo que bajaban del altiplano aprovechando valles fluviales anteriormente existentes.
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| Figura nº 98: Extension del hielo en los valles glaciares de Sanabria. |
La confluencia de la lengua glaciar del Tera con la que descendía por los valles del Segundera y del Cárdena, desde las zonas elevadas (1.700 msnm) hasta la altura de Ribadelago (1.000 msnm), dio lugar a una acumulación de hielo con cerca de 300 metros de espesor, superior en algunos puntos. Esta lengua glaciar arrancó y arrastró grandes cantidades de materiales que originaron las morrenas laterales que se observan actualmente a ambos lados del valle del lago y la serie de siete morrenas frontales que cierran el valle y marcan los sucesivos retrocesos del glaciar. La más alejada se encuentra en las proximidades del pueblo de Pedrazales (Vega & Aldasoro, 1994), mientras que el más próximo de estos arcos morrénicos es el que cierra la actual cubeta del lago.
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| Figura nº 99: Mapa geomorfológico de los alrededores del Lago de Sanabria. |
La morfología actual del Lago
de Sanabria es la consecuencia de la interacción entre las fuerzas del hielo
del glaciar junto a la escasa pendiente del valle en este tramo y la litología
de la cubeta en una zona que es de transición entre granitos y gneises. A estas
fuerzas originales se añaden los derrumbes, la erosión fluvial y los aportes
fluviales del Tera que han ocasionado el rellenado de la orilla oeste del lago.
Longitudinalmente el lago se divide en dos cubetas: una cubeta occidental que
es la más profunda, con una profundidad máxima de 51 m. y una cubeta oriental con
una profundidad máxima de 46 m. Estas dos profundidades máximas se corresponderían
con los dos centros de máxima presión de los hielos. La presencia de más de una
zona profunda o cubeta, con barreras de separación, se produce también en otros
lagos formados en un valle sobre excavado por la acción de un glaciar
(Hutchinson, 1957).
Se trata de un típico valle de
erosión glaciar, en forma de U, con sus orillas norte y sur son casi
verticales. La sección longitudinal muestra que tanto la orilla este como la
oeste tienen una inclinación más suave que es debida a los sedimentos que el
río Tera va depositando y que ya rellenaron el lago por su parte occidental, la
zona de Ribadelago Nuevo, formando tierras de aluvión cultivables.
En la cubeta occidental y muy
próxima a la costa, se encuentra una pequeña isla (700 m2) formada por
materiales graníticos, prolongación del peñón del Castro, sobre la que se han acumulado
de forma artificial cierta cantidad de rocas, y existen restos de un antiguo
embarcadero, en la batimetría se observa que hacia el E de esta isla y
sumergida a unos 10 metros de profundidad una réplica casi exacta de la misma.
Desde aquí el fondo cae bruscamente hasta 35 metros de profundidad. Tanto en la
cubeta este cómo en la oeste, la conformación de los fondos por debajo de los
35 metros de profundidad, con pendientes más suaves, responde sobre todo a la
acumulación de sedimentos orgánicos (lodos) que con una potencia estimada de 12
metros, han ido rellenando la cubeta del lago a una tasa aproximada de 1
mm/año.
La cubeta oeste muestra una
mayor abundancia de promontorios rocosos que llegan a elevarse unos 20 metros
sobre el fondo, uno de ellos, situado en las proximidades de la orilla sur de
esta cubeta, se alza hasta apenas 8 metros de la superficie. La unión de las
dos cubetas se realiza por encima de la isolínea de -30 m, al norte y al sur
del promontorio de grandes dimensiones que separa ambas cubetas con una altura
que alcanza en el centro unos 10 metros sobre los fondos inmediatos. La cubeta E
alberga la máxima profundidad del lago: 51 metros. En la orilla este de esta
cubeta y correspondiéndose con las escotaduras que presenta en superficie la
morrena frontal se observan, en las profundidades inmediatas, restos de canales
posiblemente formados por erosión a contracorriente de dos antiguos cauces de
salida, uno en la esquina norte (La Folgosa) y otro en la mitad de la orilla
este (Los Arenales). Este mismo fenómeno de erosión se observa en la actual
salida del Tera, en la esquina sur de esta orilla.
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| Figura nº 101: Bloques erráticos en la orilla oriental del Lago de Sanabria. |
La forma del lago de Sanabria
es cóncava. aproximándose a una forma parabólica, con un fondo casi plano y
grandes pendientes desde las orillas hacia el mismo. Se trata de un lago
oligotrófico.
Los principales parámetros del
lago son los siguientes:
-Área del lago: 3.475.798 m2.
-Área de la cuenca drenante:
12.730 hm2.
-Longitud de la línea de
costa: 9.518 m.
-Volumen de agua: 96.289.887
m3.
-Longitud máxima del lago:
3.160 m.
-Anchura mínima: 900 m.
-Profundidad máxima de la
cubeta E: 51 m.
-Profundidad máxima de la cubeta W:46 m.
Los bordes septentrional y meridional del Lago con abruptos mientras que los del este y el oeste son de pendientes mas suaves. El borde occidental es una superficie llana colmatada por sedimentos fluvioglaciares y dividida en dos partes por el Peñón de Castro. A la salida del Cañon de Tera hay una acumulación de depósitos de morrena de fondo.
El borde oriental del Lago esta cerrado por hasta 9 arcos morrénicos con espacios intermorrénicos colmatados por sedimentos fluviolacustres. Según Ródriguez-Ródriguez et al 2011 estos arcos morrénicos corresponden a 10 episodios de retroceso del frente glaciar. Además de los arcos morrénicos (morrenas frontales) hay dos morrenas laterales una en la vertiente norte del Lago a 400 metros de altura y la otra en la vertiente meridional a 100 metros de altura de la orilla con depósitos fluviolacustres asociados.
LAGUNAS GLACIARES.
En las cuencas de los ríos Tera, Cárdenas y Segundera son muy abundantes las lagunas glaciares algunas de ellas transformadas en embalses de utilidad hidroeléctrica. Se trata de lagunas de pequeño tamaño y distinto origen.
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| Figura nº 102: La presa (reconstruida) del Embalse de la Vega del Río Tera en Sanabria. |
En la cuenca alta del Rio Tera se localizan varias lagunas: los embalses de la Vega del Conde y de la Vega del Tera y las lagunas del Lacillo y de Rábano, así como algunas mas pequeñas.
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| Figura nº 103: Pequeño embalse en la parte final del Río Tera (Ribadelago; Sanabria). |
Las lagunas de los Peces y de las Yeguas se encuentran en una meseta a 1.700 msnm de cota sin conexión con ningún cauce fluvial importante.
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| Figura nº 104: Laguna de las Yeguas (Sanabria) |
En la zona de los ríos Cárdena y Segundera hay numerosas lagunas, en el primero en la zona de Garandones a cotas de 1.600 msnm y en el segundo en la zona de Portilla Matías a una cota similar.
RESUMEN.
Esta zona ha tenido una compleja historia geológica que comenzó en el Precámbrico Superior y termino en el Holoceno, con un largo impase que abarco todo el Mesozoico y el Cenozoico. Además de litologías ígneas plutónicas (granitoides) son muy característicos de la zona los gneises glandulares (augen gneiss), unas rocas metamórficas caracterizadas por la abundancia de fenocristales de feldespato potásico (ortosa) con la característica macla de Carlsbad, y los no menos característicos cuarzos azules que dan nombre a esta unidad litoestratigráfica; Formación Ollo de Sapo.
El magmatismo del Ordovícico temprano en la Península Ibérica esta muy extendido en la Zona Central del Macizo Ibérico (ZCI) que representa el autóctono varisco. La mayor parte de este magmatismo aconteció en un lapso de tiempo relativamente corto entre los 500 y los 470 M.a. La Formación Ollo de sapo y los granitoides relacionados se agrupan en una edad alrededor de 495-483 M.a. con algunas intrusiones ígneas mas jóvenes.
Las cotas a las que se sitúan las distintas lagunas glaciares en la zona del Lago de Sanabria parecen indicar que el casquete glaciar que durante el Ultimo Máximo Glaciar cubría el Macizo Galaico se desarrollo a cotas de 2.000 msnm y que a partir de una cota de 1.600 msnm varias lenguas glaciares se descolgaban de este casquete glaciar. Estas lenguas de hielo bajaban por antiguos valles fluviales hasta alcanzar el punto de fusión del hielo sobre los 1.000 msnm.
El avance y la fricción del hielo sobre el fondo del glaciar genero, en la zona de las Sierras Segundera y Cabrera, un paisaje muy singular de rocas graníticas forman los característicos lomos de ballena y grandes acalanaduras dispuestas siguiendo una densa red de fracturas tectónicas. La otra destacable característica geológica es la geomorfológica glaciar. Solo en la Valle del Rio Tera se pueden observar un complejo glaciar completo que abarca:
-Horns glaciares (picos piramidales): forman la cresta formada por las Peñas Trevinca, Negra y Surbia con cotas superiores a los 2.000 msnm en la unión de las Sierras Cabrera y Segundera.
-Circos glaciares: se encuentran en la parte mas alta de las cuencas fluviales (Tera, Cárdena, ...) en zonas donde se producía la acumulación de nieve y formación de hielo.
-Valles fluviales; presentan la típica forma en U y por ellos fluye el hielo en forma de una lengua glaciar que transporta hacia abajo los materiales arrancados en el lecho y los laterales del glaciar.
-Lagos glaciares: Son muy numerosos en la zona de Sanabria, sobre todo en la Sierra Segundera, son lagos formados en antiguos circos glaciares y en los valles glaciares por cierres morrénicos en antiguos umbrales. El Propio Lago de Sanabria tiene un origen glacial y es el mas grande con este origen de toda España.
-Morrenas: Los materiales arrancados por la acción del hielo sobre el suelo y los laterales, son transportados por el hielo en forma de morrenas que pueden ser de fondo laterales, centrales y superficiales. Estos materiales forman depósitos conocidos como tills y compuestos de arcillas, limos, arenas, gravas, cantos y bloques (algunos de gran tamaño conocidos como bloques erráticos). En Sanabria estos materiales se pueden ver en los alrededores del lago, principalmente en San Martin de Castañeda (morrena frontal) y en la zona oriental del lago (Arenales de Vigo y Lagonallos) en forma de morrenas frontales.
Un recorrido por la zona del Lago nos permitirá ver todas estas estructuras glaciares y las principales litologías. Por la carretera Za-103 podremos ver los depósitos de tills que forman las morrenas frontales del Lago de Sanabria. Siguiendo esta misma carretera podremos ver la morrena lateral de San Martin de Castañeda y una vez pasada esta población, al lado de la carretera hay afloramientos de las facies gruesas de gneis glandulares.
Esta carretera termina en la Laguna de Los Peces una típica laguna glaciar. En los alrededores de esta laguna se puede ver las facies finas de los gneis glandulares con abundancia de cuarzos azules (ollo de sapo), formas erosivas glaciares (rocas con lomo de ballena), algunos valles glaciares en U y una típica vegetación de altura.
La excursión se puede completar visitando Ribadelago (Carretera ZA 104) en la orilla occidental de lago de Sanabria aquí podremos ver la parte baja del Cañón del Rio Tera con un bosque de encinas bien desarrollado. En la orilla meridional del Lago de Sanabria a la altura del Hotel Don Pepe se pueden observar varias rocas graníticas alomadas con unas bien marcadas estrías glaciares.
