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...distinguen tres categorías fundamentales la regionalización: 1--Unidades Territoriales (megabloque, macrobloque, mesobloque, bloque, microbloque y nanobloque); 2--Morfoalineamientos (de segundo, tercer, cuarto y quinto rango); 3--Nudos Morfotectónicos (desde orden dos hasta orden seis). El megabloque (microplaca) Iberia cuenta con nueve macrobloques, siendo Galicia uno de ellos. El macrobloque Noroeste (Galicia, identificado como VIII) está en su parte continental en directa interacción con dos extensos macrobloques (de figura aproximadamente rectangular) adyacentes (VII: Arqueado y IX: Septentrional) a través de dos morfoalineamientos de orden dos (A7: Santa Tecla y A8: Ponferrada). La intersección de estos últimos permite delimitar un nudo de 2do orden (N9: Nogueira de Ramuín). Sobre el A7 se determina otro nudo, pero de 3er orden (N11: Triacastela-Santalla), en las inmediaciones de Sarria-Becerreá, donde se detecta una importante concentración de sismos. Hay también otros 39 morfoalineamientos desde orden tres hasta orden cinco (en las cantidades siguientes: 2, 11 y 26, respectivamente). Esta red a la escala que se presenta (1:250,000) configura 23 nudos (orden:cantidad= 2[grados]:1, 3[grados]:2, 4[grados]:7, 5[grados]:6, 6[grados]:7). De acuerdo con la disposición y las características de los bloques delimitados, se considera que la influencia de la presión del centro de expansiónAtlántico es muy importante en Galicia y predomina sobre la compresión derivada de la interacción entre las placas africana y euroasiática.
Introducción
El territorio de Galicia (-29,500 [km.sup.2]) está gcográficamente definido en el extremo noroeste de la Península Ibérica (PI) (Figura 1A). Desde el punto de vista geodinámico actual, está localizado íntegramente en una zona de tipo interior de placa. Estructuralmente posee una corteza de tipo continental aunque en su inmediata vecindad hay corteza oceánica. En consecuencia, su sismicidad (características cualitativas y cuantitativas) es bien diferente en relación con la zona meridional de la Península donde se asume la presencia del límite de placas litosféricas (África-Eurasia) (Figura 1A). Galicia es, desde el punto de vista tectónico, una estructura singular en la PI (Figura 1A). Ella, aunque forma parte del denominado Macizo Hespérico (o Ibérico) (Figura 1B), se distingue muy bien, por un conjunto de características morfológicas y morfométricas. Así refleja en el relieve, de forma diferente, la actividad tectónica que aconteció durante la apertura del Océano Atlántico (Paleógeno). El comienzo del proceso de expansión del OcéanoAtlántico primero y de la orogénesis pirenáica después, posibilitaron su diferenciación inicial desde fines del Mesozoico. Sin embargo, la estructura geomorfológica quedó decidida en el Cenozoico. En ella se distinguen, entre otros, los elementos del relieve litoral.A éstos se presta atención en el trabajo, ya que son la transición y el contacto entre las estructuras oceánica y continental y donde se libera una significativa cantidad de energía sísmica.
[FIGURA 1A OMITIR]
El ya mencionado Macizo Ibérico es uno de los múltiples macizos hercínicos que se encuentran en Europa Central (Terán et al., 1994). Este macizo ocupa la parte centro-occidental peninsular, limitando al norte y noroeste con el océano Atlántico, mientras que una orla mesozoica se distingue en el contacto para la parte portuguesa (sur de Oporto-Aveiro-Leiria-Santarem-Lisboa) (Figura 1B). En ese contexto, se considera que la topografía actual de la PI es el resultado de una activa evolución geológica y geomorfológica desde la orogénesis alpina, que ha conformado relieves diversos, destacando una altitud media elevada de aproximadamente 650 m, estando entre 2,000 y 3,000 m el tope de las montañas Galaico-Leonesas yAstur-Cantábrica (Figura 1B). Sobre esta base han sido realizadas distintas investigaciones que resaltan aspectos del comportamiento neotectónico de la Península, pero que dejan margen a intetpretaciones alternativas, como la que aquí se expone. Por tal razón, Cotilla y Córdoba (2000) presentaron para la PI un nuevo enfoque para la región, del estudio de los movimientos neotectónicos, basado en los principios del análisis morfoestructural. Éstos fueron elaborados por Guerasimov (1946) y posteriormente desarrollados, entre otros, por Mescheriakov (1966), Gorielov et al. (1973a,b), Guerasimov (1973), Guerasimov y Rantsman (1973) y Rantsman (1961, 1979). Este enfoque cientifico tiene como base teórica a la triada "geotectura-morfoestructurra-morfoescultura", fundamentada en el principio genético básico del desarrollo del relieve, que considera a éste como resultado de la acción recíproca de los procesos endógenos y exógenos. Por morfoestructuras se entienden a las estructuras activas que se reflejan en los campos geológicos y geomorfológicos. Nikolaev (1982) sostiene que las morfoestructuras son una categoría geotectónica integradora y que Cotilla y Álvarez (2001) comprobaron en Cuba Occidental. En esta ocasión los autores aplican la misma metodología, pero con un mayor grado de detalle y ciertas modificaciones para el área norteoccidental de la PI, Galicia. Así, el objetivo del trabajo es la delimitación y la clasificación de las morfoestructuras (areales y lineales) y la definición de su relación espacio-temporal con la sismicidad en Galicia. En un sentido similar está el trabajo de Gvishiani et al. (1987).
[FIGURA 1B OMITIR]
Datos, métodos y metodología
La aplicación de métodos estructuro-morfoesculturales en las investigaciones de tipo morfotectónico permite alcanzar en varias etapas el conocimiento del carácter diferenciado de la evolución geotectónica de las morfoestructuras de un territorio y del desarrollo heterogéneo de sus complejos morfoesculturales, hasta la determinación en el relieve, de los elementos estructuro-tectónicos y de las deformaciones de los niveles geomorfológicos. De tal manera es factible establecer los límites principales de las Unidades Territoriales (o morfotectónicas), los elementos lineales y sus intersecciones, bajo un prisma morfocronológico. Esto, según Alekseevskaya et al. (1977), es fundamental para el estudio de muchos problemas geofísicos. Un objetivo del análisis morfoestructural es la elaboración de criterios interdisciplinarios para la determinación de las zonas de mayor probabilidad de ocurrencia de terremotos (Chigariov, 1977). Así se ha puesto de manifiesto la existencia del sistema morfoestructura-movimientos tectónicos recientes-sismicidad (Dumitrashko y Lilienberg, 1954; Gorielov et al., 1973) y definido la estructura general de una investigación morfoestructural (Cotilla et al. 1997).
Marco geodinámico regional
La distribución de la sismicidad depende de la geometría de las placas litosféricas y de las características tectónicas de su interior. No obstante, la teoría de la tectónica de placas en su estado actual no permite explicar satisfactoriamente la relación geodinámica-terremotos de las unidades pequeñas. Sin embargo, el desarrollo de modelos permite una aproximación sucesiva al marco real, por lo que Vegas (1985) expone uno muy interesante para el área Ibero-Mogrebí compuesto por dos grupos tectónicos diferentes: zonas de la corteza estructuradas en el ciclo hercínico y zonas de la corteza estructuradas en el ciclo alpino. De una forma similar Cotilla et al. (1991 a) enfrentaron el modelado sismotectónico de Cuba.
En la PI, las zonas de la corteza estructuradas en el ciclo hercínico, han actuado pasivamente en el marco de la evolución alpina y actualmente en ellas afloran las rocas paleozoicas. A este conjunto se le conoce como macizos antiguos y constituyen a las Mesetas Marroquí e Ibérica (Macizo Hespérico o Ibérico) (Figura 1B). Esos macizos se articulan con otras zonas de cuencas (intracontinentales) donde sedimentos de edad más reciente y no deformados cubren a los materiales hercínicos. De otra parte, las zonas de corteza localizadas en las áreas del ciclo alpino corresponden a zonas corticales transformadas y estructuradas en ese ciclo. Evidentemente, las zonas de deformación intensa se localizan en el borde de las placas africana y europea, mientras que las de deformación moderada y débil aparecen en el interior de las placas mencionadas. Entre las zonas del primer tipo de deformación y las otras existe una interrelación que no es fácil establecer. En este sentido se reconoce que en el actual límite entre África y Europa las zonas de deformación intensa están en el Rif y el Tell-Atlas y las Béticas (zona Ibero-Mogrebí) (McKenzie y Morgan, 1968) (Figura 1A). Sin embargo, este límite se ha definido en una zona aún mucho más extensa y compleja y donde una parte de la cinemática de las dos placas se ha efectuado entre la PI (elemento móvil) y el resto de Europa (más estable). Ese límite (hoy fósil) que individualizó temporalmente a la Península se localiza en la parte norte (Cadena de los Pirineos-Cordillera Cantábrica) y denota aún cierta sismicidad (Figura 1A). Existe consenso entre los especialistas, sobre la base de los datos de mecanismos focales de terremotos y análisis microtectónicos, de la actual convergencia entre África y Europa. Esa convergencia se efectúa con un movimiento compuesto en el rango de dirección N-S a NNO-SSE y con la expansión diferencial, dextral, del fondo Atlántico con relación a las placas mencionadas (Pit y Tal, 1972; Searle, 1980). Sin embargo, el límite de convergencia no está aún bien definido desde el Estrecho de Gibraltar y hasta el Mar de Alborán.
Otro modelo que explica la situación geodinámica actual de la PI fue propuesto por Fonseca y Long (1991). Consideran un bloque tectónico que denominan Ibero-Marruecos que está limitado por los sistemas de fallas del sur de España-Atlas Medio y Pirineos-Vizcaya, y donde el margen continental oeste deriva al oeste con una componente de movimiento al suroeste con relación a Ártica. Sostienen también que la naturaleza compresiva del margen occidental portugués en el intervalo Terciario-Cuaternario, resulta de un proceso de acortamiento cortical y no de subducción. El esfuerzo principal regional de tipo compresivo en la dirección NNO-SSE es el responsable de la existencia, en el bloque Ibérico, de un régimen de cizallas simples con Riedel izquierdas y cizallas de dirección NNO-SSE y NE-SO y Riedel conjugadas destrosas en la dirección NO-SE. Esto favorece el desplazamiento del bloque (terminología de esos autores) Iberia en el sentido horario y hacia el oeste. Distintos autores también delimitan para la PI una red principal de fracturas que tiene dirección N-S, NO-SE y NE-SO (Baptista, 1998; González-Casado y Giner, 2000; Ribeiro et al., 1996). Las primeras resultan ser complementos de fallas hercínicas y la última alpinas. Entre ellas son fallas importantes por su valor morfológico y vinculación (terrestre-marina) las que componen el litoral Atlántico (Galicia-sur de Portugal y sur de Portugal-Cabo de Gata), la mayoría de ellas con sismicidad asociada (Córdoba, 1998).
Algunas características geológicas y físico-geográficas de la Península Ibérica
Este epígrafe se compone básicamente a partir de tres fuentes: AsencioAmor (1970), Instituto Geológico y Minero de España (1977) e Instituto Tecnológico y Geominero de España (1989). Sobre esta base es posible asumir que durante la elevación de los grupos montañosos en las fases orogénicas que se sucedieron en la evolución del relieve peninsular, se produjeron ciclos erosivos que nivelaron (total o parcialmente) las formas estructurales creadas por los procesos endógenos precedentes. Tales morfologías se denominan superficies de erosión y su evolución dinámica aparece unida al relleno de depresiones y cuencas marginales, aunque también quedaron relieves residuales. Es probable que las etapas orogénicas más antiguas también fuesen acompañadas por procesos de nivelación, aunque los primeros datos bien contrastados son ya posteriores a la orogenia hercínica y anteriores a la sedimentación del Trias inferior o Permotrías, momento en que se conformó la llamada superficie pre-triásica, que aparece exhumada por la red fluvial (ej: Cadena Costera Catalana y Cordillera Ibérica) (Figura 1B). Ella carece, desde el punto de vista morfológico, de entidad en las cadenas alpinas (Béticas y Pirineos) (Figura 1B). Mientras que en el Macizo Ibérico, donde no hubo sedimentación Mesozoica, esta superficie debió ser la base para posteriores ciclos erosivos en diferentes épocas (finicretácica, premiocena, etc.), dando lugar a una superficie poligénica antigua. Su presencia en el paisaje del Macizo Ibérico es evidente, tanto en las cimas de los bloques montañosos reelevados (ej: Sistema Central y Macizo Gallego) como en las superficies de las mesetas castellanas y extremeñas. Ligadas a ellas aparecen alteraciones del substrato cristalino y metamórfico, generadas en climas de sabana subtropical, sobre las que resaltan relieves residuales (o montes-isla).
Los sistemas fluviales de la PI aparecen organizados en tres grandes cuencas, (atlántica, mediterránea y septentrional) (Cotilla et al., 2000) (Figura 2A), con diferentes características, debido a las condiciones climáticas, geológicas y topográficas que inciden sobre ellos, de tal modo que los ríos septentrionales (o nordatlánticos) son de corto recorrido y discurren encajados entre relieves escarpados, por lo que las huellas acumulativas cuaternarias son escasas. En este contexto se define un Parteaguas (o Divisoria) Principal de Primer Orden (PPPO) de figura irregular que refleja la acción de los procesos tectónicos. Así, el segmento del norte (Galicia-Pirineos) del PPPO es decididamente paralelo a la línea de costa y al eje principal de las estructuras más extensas, mientras que el tramo del sur (Punta de Tarifa-Sierra de los Filabres), definido en las Béticas, acusa ciertas deformaciones, dada su inmediata cercanía a la principal zona de interacción tectónica de la PI, Iberia-África (Cotilla et al., 2000). En la Tabla 1 se exponen algunas características de las costas de la PI y de los sectores de Asturias, Cantabria, Galicia y País Vasco.
Características geológicas y físico-geográficas de la región noroccidental de la PI
De acuerdo con lo recogido en Verán et al. (1994) es posible sostener que la deformación del denominado Macizo Gallego en los paroxismos alpinos es la causante de la actual compartimentación del relieve. Las superficies de erosión que debieron generarse desde inicios del Mesozoico fueron retocadas por los ciclos posteriores como una superficie poligénica. Su elaboración está concebida entre el Cretácico y el Eoceno, siendo deformada por la orogenia alpina para crear un gran abombamiento que tiene como eje a la Cordillera Portuguesa-Galaico-Leonesa, y que se prolonga hacia Asturias. Al pie de esta estructura se conformó la superficie fundamental que tiene dos niveles (de 80 a 120 m de diferencia), siendo el más bajo de edad fini-oligocena, ya que contacta con los rellenos terciarios de Sarria y Pontes de García Rodríguez.Así, numerosos relieves residuales resaltan hipsométricamente respecto de la mencionada superficie y condicionan las pequeñas dimensiones y la dispersión por el macizo de las depresiones terciarias (Figura 1B). Por el norte están las cuencas de Pontes de García Rodríguez, Villalba-Lugo, Sarria y Monforte de Lemos y siguiendo el valle del Sil aparecen las cuencas del Bierzo, Valdeonas y Quiroga. Más al sur están las cuencas de Xinzio de Limia, Maceda, Celanova y Verin. Lo común es que sean áreas de flexión de las superficies erosivas mencionadas o de fallas que limitan alguno de sus márgenes. Los rellenos del Mioceno y el Plioceno (arcillas, arcosas y lignitos) que contienen son de carácter local. Evidentemente, existe desde entonces una separación respecto a la adyacente cuenca del Duero.
Por encima de las series terciarias se encuentra, en muchas de las cuencas, una raña (formaciones de gravas cuarcíticas y arcillas de gran extensión) pliocuaternaria como techo sedimentario, correspondiente a abanicos aluviales detríticos. Los movimentos tectónicos póstumos deformaron los materiales Mio-plioeénicos e incluso localmente los cuaternarios. Además, como las superficies erosivas descritas fueron desniveladas en bloques y fosas mediante sistemas de fallas, el curso de los ríos se ha afectado significativamente. Las mencionadas Montañas Galaico--Leonesas se sitúan en la parte oriental y suroriental de Galicia, formando alineaciones N-S y NE-SO (Sierras de Rañadoiro, Meira, Lorenzane, Ancares [1,987 m], Caurel [1,645 m], Queixa [1,728 m], Segundeira [2,124 m], Aquilanos, Cabrera y Montes de León [2,188 m]) (Figura 2A).Al sur, en los límites con Portugal, se extiende un grupo de sierras abruptas, de crestas y valles con modelado apalachene y una buena adaptación de la red fluvial a los afloramientos geológicos y a la estructura (Sierras de Xurés, Larouco, San Mamede y de la Culebra). En sus cimas se conservan superficies aplanadas correspondientes a las etapas más antiguas. Por el sur comienza el dominio de los materiales graníticos y, además, existen algunas depresiones internas (Bierzo, Valdeorras y Quiroga) que compartimentan al territorio. Ellas son recorridas por el río Sil que divide la alineación montañosa (Galaico-Portuguesa) en dos partes, donde también se observan importantes depresiones (Maceda, Celanova, Verín y Xinzio de Limia).
La relación entre las líneas tectónicas y los ríos es muy fuerte en la PI y en particular para la región noroeste. Para Galicia, la red del Sil y los ríos de la parte inicial del Miño se encajan profundamente en las serranías produciendo agrestes cañones. Entre las depresiones interiores que interfieren la unidad del sur, destaca la de Bierzo, formada por dos subcuencas: Ponferrada-Villafranca y Bembibre, con otras depresiones periféricas menores (Noceda, Paradaseca y Las Médulas). Estas cuencas están rellenas de series detríticas (desde antes del Mioceno hasta el Plioceno y el Cuaternario) con rañas que forman el techo de las acumulaciones, y a partir de donde comenzaron las secuencias de terrazas del río Sil. También en Galicia, pero en la parte occidental de las Sierras de Lorenzana, Meira y Ancares y al noroeste de Caurel y Queixa y del valle del Sil, se extiende una región de mesetas que constituye la Meseta de Lugo o Terra Chá y la superficie de Chantada, limitadas al oeste por la Dorsal Gallega. Ella constituye el otro nivel de la superficie de erosión fundamental, a alturas de 300 y 500 m, nivelando granitos y esquistos paleozoicos. Un conjunto de fosas terciarias (Lugo-Villalba, Sarria y Monforte) de morfologia aplanada por las rañas y acumulaciones superficiales...
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