Historia de la morfogénesis granítica

Caderno Lab. Xeolóxico de LaxeCoruña. 2004. Vol. 29, pp. 331-360

Historia de la morfogénesis granítica

Morphogenetic history of granite forms

VIDAL ROMANÍ, J. R.1; YEPES TEMIÑO, J. 1

Abstract

From the moment a granitic magma begins to cool until it is solidified it issubjected to stress and strain, producing the various discontinuities that can beseen in the finally exposed rock. When as a result of the erosion of superincumbentrocks the granite is at or near the land surface these discontinuities are exploitedby weathering. Such features, and particularly those related to fractures ordiaclases, outline forms that are considered here as primary endogenous forms.Once the rock is in the earth surface, various external agencies first soilweathering and later others as gravity, rivers, waves, glaciers, frost, wind, attackthe rock to produce new suites of forms that are considered here as primaryexogenous either etched or subaerial features. Such primary forms, bothendogenous and exogenous, can evolve morphologically further as a result ofsubaerial weathering and erosion, becoming secondary endogenous or secondaryexogenous forms. Exceptionally, some primary, either exogenous or endogenous,features can survive to successive morphogenetic episodes either belowsedimentary burial or just subaerially without appreciable modification byexternal agencies being considered as inherited forms. Only the discernment ofall these types of landforms allows the complete understanding of thegeomorphological history of the area in which they occur.

(1) Instituto Universitario de Xeoloxía «Isidro Parga Pondal» (Servicios Centrales de Investigación), Universidadeda Coruña (Campus de Elviña), 15.071-A Coruña (España). E-mail: [email protected].

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1. ANTECEDENTES

Las rocas ígneas o magmáticas constitu-yen un tipo especial de sustratogeomorfológico. A partir de la exposición deéstas en la superficie de la Tierra y delmodelado que eventualmente se desarrollesobre ellas surge lo que conocemos comopaisaje con características morfológicas es-pecíficas denominado paisaje granítico s.l.Hay dos tipos de paisajes graníticos. Elprimer tipo también llamado volcánico es elque se desarrolla sobre un magma extrusivoo efusivo consolidado. Algunas de sus carac-terísticas (p.e. la estratificación), son típicasde terrenos sedimentarios, pero otros rasgosmorfológicos son específicos (disyuncióncolumnar) de las rocas efusivas (Fig. 1). Eltipo más comúnmente conocido como pai-saje granítico se desarrolla sobre una rocamagmática emplazada y consolidada en pro-fundidad y expuesta en superficie por laerosión de los materiales suprayacentes.

litosfera, aunque su magnitud disminuyagradualmente a medida que nos acercamosa la superficie terrestre. Las fuerzas tectónicasactúan solo durante el emplazamiento de loscuerpos magmáticos y sus efectos interfie-ren con los debidos a las fuerzas litostáticas.

Ambos tipos de fuerzas someten a losmateriales afectados a campos tensionalesdiferentes, según el estado físico de estos encada caso (Fig. 2), dando lugar a deformacio-nes y roturas en los campos plástico, dúctil,frágil y elástico (ARZI, 1978), imponiendocomo consecuencia de ello en la roca diferen-tes tipos de fábrica y discontinuidades(ROMAN BERDIEL, 1995; EICHEL-BERG, 1995; AURÉJAC et al., 2004).Estas características estructurales contribui-rán decisivamente, en la mayoría de loscasos, a la morfología final desarrollada enlos afloramientos de rocas graníticas.

Fig. 1. Disyunción columnar en basaltos (Colum-bia River, EE.UU.).

En su camino hacia la superficie, tantolas rocas volcánicas como las plutónicas es-tán expuestas a dos tipos principales detensiones: litostáticas o confinantes ytectónicas o dirigidas. Las fuerzas litostáticasson operativas en cualquier punto de la

Fig. 2. Diferentes grados tensionales en un mag-ma en función de su grado de consolidación.Leyenda: (1) Estructuras magmáticas, segrega-ción mineral. (2) Fracturación hidraúlica, formasinternas (llanuras, plataformas rocosas, mesas debillar, etc.). (3) Fragmentación inducida por ciza-lla, rotura protoclástica (laminación, exfoliación,estructuras radiales, estructuras de descamación,etc.). Basado en Mercier & Vergely (1999).

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1.1. Fracturas y morfogénesisgranítica

Cuando la erosión de la cubiertasedimentaria o metamórfica pone a las rocasintrusivas en contacto con las aguas subte-rráneas, estas se hallan en condiciones demeteorizarse. Considerando la baja porosi-dad de las rocas graníticas frescas o sanas, lasfracturas ejercen un claro papel de control dela meteorización, dado que la permeabili-dad y la porosidad de la roca aumentaexponencialmente a través de los disconti-nuidades, si se la compara con el mismoefecto a través de la roca (GUSTAFSON &KRASNY, 1993).

En los granitos, como ocurre también enlos sistemas cársticos donde las rocas sonaltamente solubles (GUSTAFSON, 1985),la meteorización de la roca puede ser super-ficial —y entonces se llamará exocarst gra-nítico—, o interna porque se desarrolla afavor del sistema de discontinuidades —yentonces se llamará endocarst granítico—.Por otra parte, el área superficial de uncuerpo es proporcional al cuadrado de suradio, mientras que el volumen lo es al cubo.Todo esto implica que la superficie internade un cuerpo granítico —la definida por laestructura— que se encuentra afectada porlos procesos de meteorización es muchomayor que la correspondiente a la superficieexterna alterada (habitualmente restringidaa la parte superior del cuerpo magmático).Por esta razón, como ocurre en los terrenoscársticos, cabe suponer que la morfologíainterna de un cuerpo granítico es mayor quela correspondiente a su parte externa. Sinembargo, raramente se ha considerado estedato en la literatura geomorfológica, princi-palmente focalizada en el estudio de la mor-

fología externa (TWIDALE & VIDALROMANÍ, 1994).

1.2. Alteración y formas residuales

En condiciones edáficas, dos de entretodos los procesos de alteración (hidrólisis,hidratación, oxidación, etc.) son especial-mente importantes. Uno de ellos es el lavadode iones o solubilización y el otro es lafragmentación (descamación) de la roca; estesegundo sería el resultado de la expansión ycontracción del material como consecuenciade la humectación-desecación experimenta-da en contacto con el agua (Fig. 3). Ambosefectos requieren la existencia de variacionesperiódicas del nivel freático o bien la reno-vación del agua subterránea que circula através del sistema de discontinuidades(TRUDGILL, 1986); en cualquier otro casolos procesos de meteorización se inhiben osimplemente no se desarrollan (como ocurreen los fondos marinos profundos o en el casode lagos influentes o endorreicos).

Fig. 3. Descamación por alteración en granitos(Coruña, España).


El principal resultado de la meteoriza-ción es la pérdida de la cohesión granular enla roca, permitiendo así la evacuación del

detritus friable. La efectividad de la erosióndepende no solo de la magnitud de lasfuerzas disponibles sino también de lagranulometría del detritus liberado en cadacaso. Detritus de tamaño grueso, tales comobloques, darán lugar a campos de bloques,pues la elevada energía necesaria para movi-lizarlos hace que se conserven virtualmenteintactos, como por ejemplo las formas mari-nas tipo shingle beaches (Fig. 4) o las formascontinentales tipo compayrés y pedrizas(Fig. 5), que en realidad deberían ser consi-deradas como formas residuales y no deacumulación (TWIDALE, 1982; PE-DRAZA, 1996; VIDAL ROMANÍ &TWIDALE, 1998).

Fig. 4. Playa residual o Shingle beach en Tou-riñán (Coruña, España).

Fig. 5. Pedriza o Compayres en Sierra Grande (Córdoba, Argentina).

1.3. Convergencia y herencia en lasformas graníticas

Que los paisajes graníticos son distinti-vos y fácilmente reconocibles es, según al-

gunos autores, atribuible a la composición ycaracterísticas físicas de la roca y en particu-lar a su elevada cristalinidad, baja permeabi-lidad y al desarrollo que presentan los siste-


mas de fractura, a favor de los cuales seobserva una mayor permeabilidad relativadel agua.

Otros autores interpretan las caracterís-ticas morfológicas comunes a todos los pai-sajes graníticos como un ejemplo de asocia-ción de formas convergentes, consecuenciadel principio de la equifinalidad: distintostipos de rocas reaccionan de la misma mane-ra ante procesos comunes para al final crearconjuntos similares de formas (MABBUTT1982; GARNER 1974; OLLIER, 1990;TWIDALE, 1982; 1994; PEDRAZA, 1996;CALAFORRA, 1998, etc.). Este conceptoserviría para justificar el limitado númerode tipos de formas que son caracterís-ticas de los paisajes graníticos (TWIDALE,1982; VIDAL ROMANÍ & TWIDALE,1998).

Finalmente, un tercer grupo de autoresatribuye el carácter peculiar de estos paisajesa la estabilidad del granito cuando está secoy ponen un énfasis especial los frecuente queresultan los casos de formas heredadas en lospaisajes graníticos (BREMER &JENNINGS, 1978; BÜDEL, 1977) paraexplicar que se encuentren el mismo tipo deformas en muy variados entornosmorfoclimáticos (VIDAL ROMANI &TWIDALE, 1998).

Es el caso de las gnammas o cuencosrocosos (Fig. 6), citados como un ejemplo deformas muy frecuentes, aunque no restrin-gidas, a zonas graníticas (TWIDALE, 1982;VIDAL ROMANI & TWIDALE, 1998).Sin embago, se reconoce de manera genera-lizada que el desarrollo de estas concavida-des en granitos se debe, o al menos estáestrechamente relacionada, con la meteori-zación por el agua. Por tanto, cuando seencuentran concavidades de éste tipo enambientes áridos (TWIDALE & CORBIN,

1963) se interpretan como formas heredadasde una previa etapa húmeda (TWIDALE,1982; TWIDALE et al., 1996; VIDALROMANÍ et al., 1996; VIDAL ROMANÍ& TWIDALE, 1999).

Fig. 6. Gnammas. (a) Gnamma tipo Pan en SierraGrande (Córdoba, Argentina). (b) Gnamma anu-lar con exutorio en Coruña (Galicia, España).


De manera similar, formas tales como losinselbergs pretriásicos de Úbeda (España),formados bajo un clima tropical húmedo(FERNÁNDEZ, 1978), o la morfología gla-ciar reconocible en Hallett Cove (Fig. 7) eInman Valley (South Australia), de edadpérmica (TWIDALE, 1976; TATE, 1886;1889; HOWCHIN, 1985), demuestran lasupervivencia y la herencia de formas desa-rrolladas en medios climato-morfogenéticosmuy distintos al actual. Ambos casos corres-ponden a formas que primero se desarrolla-ron en superficie, luego fueron enterradasbajo una cubierta sedimentaria y más tardefueron exhumadas bajo el clima actual. Sinembargo, la inhumación y posterior exhu-mación no es necesaria para justificar lasupervivencia de las formas. Por ejemplo, enSerra de Gerêz (Portugal) existen superficiesglaciadas de edad pleistocena que han per-manecido descubiertas e intactas durantemiles de años hasta la actualidad (FER-NÁNDEZ MOSQUERA et al., 2000), en

que el clima de la zona es templadohúmedo.

De manera semejante, formas de corro-sión química (etche forms), desarrolladassobre granitos en el Norte de Suecia(OLVMO & JOHANSSON, 2001;STROEVEN et al., 2002) y heredadasdesde los tiempos mesozoicos, han sobrevi-vido aparentemente a sucesivas fases deabrasión glaciar pleistocena; incluso, en al-gún caso se citan formas glaciares en los DryValleys de la Antártida que pueden corres-ponder al Terciario (SCHÄFER et al., 2000).

Como se puede ver, los paisajes graníti-cos habitualmente considerados son con-juntos de formas con diferente edad y muydistinto origen (VIDAL ROMANÍ &TWIDALE, 1999); pero este hecho se com-plica mucho más si se admite que no es soloen la superficie de la Tierra donde sedesarrollan procesos creadores de formas sinoque estos ya dan comienzo en ambientes muydistintos, situados en el interior de la litosfera.

Fig. 7. Forma de erosión glaciar del tipo estría en media luna (crescentic scourmark) en los Pirineos (España).


2. ETAPAS DE CONSOLIDACIÓN YMODOS DE DEFORMACIÓN

En efecto, el hecho más característico delas rocas graníticas es que todas se iniciancomo un magma. Durante su emplazamien-to éste se va enfriando gradualmente en unproceso que puede demorarse millones deaños (CASTRO et al., 1999). A medida quese enfría el cuerpo intrusivo se hace cada vezmás rígido, tornándose así susceptible demanera diferenciada a las tensiones y defor-

maciones que lo afectan durante su empla-zamiento, pero también después de éste. Dehecho, es posible establecer la secuencia deestructuras y texturas que se desarrollan eneste tipo de materiales desde el momento enque se genera un magma y durante todo elproceso de enfriamiento hasta su total con-solidación (Tabla 1). En este trabajo solo seconsiderarán las tres etapas más contrasta-das: estado fundido, parcialmente consoli-dado y rígido.

Tabla 1. El linaje de las formas ígneas.


3. ETAPA MAGMÁTICA

En ella actúan sobre el material que sehalla en estado plástico los dos tipos detensiones antes mencionadas: tectónica ylitostática (ARZI, 1978). Algunas de lascaracterísticas reconocibles en la roca finalse desarrollan en esta etapa, como laslineaciones cristalinas, el bandeado mineral,las estructuras fluidales y la estratificacióngravitatoria, así como diferentes tipos deorientaciones no directamente visibles enlos minerales, como la cristalográfica o la deanisotropía magnética, aún sin influencia enla morfología final (ARANGUREN, 1994;EICHELBERG, 1995; ROMÁN BERDIEL,1995). Estas características de fábrica per-miten determinar la historia del emplaza-miento del magma en superficie (rocas efu-sivas) cuando no lo hace como roca, porejemplo por erosión después de haberse en-friado y consolidado en profundidad (rocasintrusivas).

3.1. Rocas efusivas

La efusión del magma se asocia a formasparticulares, muy específicas y estrechamenterelacionadas con la reología del materialimplicado . La estratificación por apilamientoes la característica dominante y se asocian aella otras formas por caída gravitacionalcomo el cono, la caldera, la colada, los basal-tos de plateau o trapp, todas ellas muycaracterísticas de las rocas volcánicas. Don-de el magma interfiere con la capa freática ocon niveles freáticos se encuentran los maars,las calderas freatomagmáticas y, en sistemasde rift oceánico, las lavas almohadilladas.Puede argüirse obviamente, que en todosestos casos no se habla de verdaderas formasgraníticas, aunque en nuestra opinión asídeberían ser consideradas pues forman parte

de la misma secuencia genética. De hecho,habitualmente solo se consideran como for-mas graníticas s.s. las desarrolladas sobre lasrocas intrusivas.

3.2. Rocas intrusivas

La posibilidad morfológica más habitualsurge cuando el magma se enfría y consolidacomo una roca en profundidad. Durante elprolongado proceso de consolidación delmagma por enfriamiento, el estado reológicodel material correspondiente varía en cadaetapa de enfriamiento, como también lohace su respuesta a las tensiones sufridaspreviamente a la exposición en superficie(ARZI, 1978). Tomando como referencialos distintos tipos de texturas y estructurasque se reconocerán más tarde en las propiasrocas magmáticas en superficie, se establecea continuación una secuencia evolutiva delmagma desde el momento en que éste esgenerado, ya sea en un borde de colisión o enuna zona de punto caliente intraplaca, hastael momento en que el magma alcanza suplena consolidación por enfriamiento. Inte-resa aquí lo que ocurre en la última etapa deconsolidación del magma. En ella vamos adistinguir dos supuestos diferentes: uno esel que corresponde a la zona más interna delcuerpo magmático intrusivo, donde el mag-ma aún permanece en estado esencialmentefundido (Fig. 8). El otro es el que correspon-de a la zona apical de la intrusión o al menosa la parte en contacto directo con la rocaencajante, donde el magma ya se ha conso-lidado totalmente.

3.3. Deformación interna

Si la deformación afecta a un material enestado plástico —según ARZI (1978) y


Fig. 9. Fracturación hidráulica en granitos de A Coruña (Galicia, España). Leyenda: (a) granitos,(b) diques.

Fig. 10. Sill sin borde de enfriamiento engranodiorita (Andringitra, Madagascar).

VIDAL ROMANÍ (1990) en esta etapa nose hallaría consolidado mas del 35% delmagma—, una eventual compresión (Fig.9) causaría la fractura hidráulica de la en-vuelta rocosa externa de la intrusión(WATERS & KRAUSKOPF, 1941;MARRE, 1986; MEHNERT, 1971). Lasfisuras formadas se rellenarían inmediata-mente por el fundido magmático, que seconsolidaría en su interior dando lugar a lossills (Fig. 10), con o sin borde de enfriamien-to o como brechas magmáticas, si hubierauna tectonización posterior al relleno(MEHNERT, 1971). Sin embargo, la tex-tura masiva de la roca correspondiente alcuerpo intrusivo una vez consolidado, sedemuestra como la menos influyente en ladefinición de las formas posteriores (cfr. n.5), pues da lugar a formas no diferenciadas:las llanuras, las plataformas rocosas y lasmesas de billar, entre otras.


3.4. Etapa protoclástica. Deforma-ción en el contacto de la intrusión

En la zona apical consolidada se desarro-llan tipos de estructuras totalmente diferen-tes a los descritos anteriormente, debido aque el magma en contacto con la rocaencajante ya se ha consolidado. Durante elemplazamiento (TURNER & VER-HOOGEN, 1951) y con no más del10% de material en estado fluido (ARZI,1978), la roca recién consolidada se verá

afectada en la zona de contacto entre elcuerpo magmático y la roca encajante (Fig.8) por la fragmentación inducida por cizalla(ARZI, 1978; VIDAL ROMANI, 1990;GONNERMANN & MANGA, 2003). Lossistemas de fracturas y fallas producidos enesta etapa presentan patrones regulares y seasocian claramente a la zona de contactointrusión/encajante, ya correspondan estos ala zona apical, ya a la zona lateral delmismo.

Fig. 11. Formas anticlinales en granitos cizallados de Guitiriz (Lugo, España).

La meteorización posterior de la roca através de estas discontinuidades (Fig. 11)genera las llamadas estructuras de descama-ción (sheet structures) bien individualizadas,bien asociadas en sistemas (TWIDALE,1982; DALE, 1923; VIDAL ROMANÍ &TWIDALE, 1999). Estas estructuras

planares se han denominado indistintamen-te como exfoliación, laminación, disyun-ción en capas de cebolla, seudo estratifica-ción.

Movimientos diferenciales coetáneos a laformación de estas discontinuidades puedenproducir localmente acortamiento o estira-


Fig. 12. Roturas poligonales radiales o polygonal craking en The Granites (Western Australia).Leyenda: (A) Punto de contacto donde se produjo la concentración de cargas, según la hipótesis del“efecto faquir”.

Fig. 13. Roturas poligonales o cortezas de pan en granitos de Guitiriz (Lugo, España).


miento y cuando más tarde la roca es explo-tada por la meteorización dará lugar a for-mas primarias endógenas (Fig. 12 y 13)como los plegamientos o las roturaspoligonales (RAMSAY & HUBER, 1987;VIDAL ROMANÍ, 1990; PLOTNIKOV,1994). Estos dos tipos de estructura debidosa deformación son muy característicos de laszonas de cizalla, habiéndose descrito funda-mentalmente en secuencias sedimentariasdeformadas (RAMSAY & HUBER, 1986) ymás raramente en rocas plutónicas (VIDALROMANÍ, 1990). Algunos autores(WATER & KRAUSKOPF, 1941) inter-pretan estas estructuras como resultado dela deformación elástica (rotura proto-clástica) de la roca en zonas apicales/margi-nales, donde el campo de esfuerzos ha sidomodulado por el comportamiento diferen-

ciado entre la parte interna de la intrusión—más fluida— y la parte externa —másrígida—.

Esto puede ayudar a explicar las acumu-laciones de bloques (chaos de boules) a losque no se asocian mantos de alteración (grus)o cubiertas regolíticas (Fig. 14). En estoscasos, aunque los bloques estén físicamenteindividualizados conservan su forma y dis-posición original en el macizo, lo que permi-te descartar cualquier relación con una alte-ración de la roca y un eventual lavado/arrastre del regolito para justificar la separa-ción entre el bloque y el resto del macizo. Enla literatura española las pedreras graníticas(Fig. 15) o acumulaciones de bloques en elpie de una vertiente (usualmente por grave-dad o por crioclastia), se distinguen de loscampos de bloques (pedrizas), que serían en

Fig. 14. Caos de bloques o compayres en O Pindo (Coruña, España).


realidad formas primarias endógenasatribuibles a la rotura protoclástica (PE-DRAZA, 1996).

Otros autores atribuyen estas caracterís-ticas estructurales y las formas que se deri-van de ellas, a los procesos de descompresióndel macizo rocoso cuando la roca intruye endominios superficiales y se produce unabrusca caída de la presión litostática con elconsiguiente aumento relativo de las fuerzaslaterales (RAMSAY & HUBBER, 1987).Sin embargo, resulta difícil entender cómouna estructura de cizalla de este tipo, comolo demuestra el patrón de fracturación ob-servable en estos casos, se pueda desarrollaren un material rocoso que se encuentra ya enestado rígido (VIDAL ROMANÍ et al.,1996).

4. ETAPA ELÁSTICA.

Una vez definido el primer sistema dediscontinuidades, y si continúa el ascensoactivo o pasivo del macizo rocoso hastaniveles mas superficiales, las tensiones demayor entidad que actúan se deben esencial-mente a la presión litostática, actuante enesta etapa en el campo elástico de deforma-ción (VIDAL ROMANÍ, 1984). Cuando elmacizo rocoso comienza a alterarse según elsistema de discontinuidades previamentedefinido se producirá un efecto conocido(VIDAL ROMANÍ, 1984) como migraciónde cargas (VIDAL ROMANÍ, 1983;DREWRY, 1986; VIDAL ROMANÍ &TWIDALE, 1998) que dará origen a unnuevo tipo de estructura deformativa reco-nocible posteriormente en la roca.

Fig. 15. Pedreras por periglaciarismo en los Pirineos (Huesca, España).


La migración de cargas se entiende me-jor utilizando el símil del faquir y su lechode clavos. Se comprende perfectamente cómoaumenta el malestar que aquel sufre a medi-da que se van retirando progresivamentemás clavos de su colchón, incrementándoseel peso que gravita sobre los clavos restantes.Lo mismo ocurre en un macizo rocoso cuan-do, entre dos bloques definidos por el siste-ma de discontinuidades, la roca se meteorizaen su contorno. El “efecto faquir” produceque el peso del bloque superior y de sureacción en el inferior varíen desde unadistribución homogénea en todo el contor-no hasta que, con el avance la meteorizaciónse concentre en unos pocos puntos (VIDALROMANÍ, 1983; 1989) donde la roca aúncontinúa intacta.

En casos como estos, la magnitud de lacarga en uno de esos puntos puede aumentarhasta 100 veces el valor inicial de la tensióndebida a la carga litostática a esa profundi-dad, sin aumentar la carga inicial. Se hacalculado (Fig. 16) que a unos 300 m deprofundidad la estructura de la roca sanacolapsa (VIDAL ROMANÍ, 1984) formán-dose, en los alrededores de los puntos decontacto, recintos de plastificación (espaciolacunar), similares a los que se forman bajouna zapata o apoyo que trabaja a compresión(LEONHARDT & MÖNNIG, 1975;VIDAL ROMANÍ, 1984). La plastificaciónde la roca en esos puntos (Fig. 17) si semantiene durante prolongados períodos detiempo (geológicamente hablando), causa eldeterioro textural de la roca lo que puedellegar a ser permanente (VIDAL ROMANÍ,1984).

Cuando un bloque afectado por un pro-ceso de concentración de cargas aflora en lasuperficie de la tierra, la alteración subsi-guiente se desarrollará con preferencia enesas zonas previamente deterioradas. Alter-nativamente, la concentración de cargas porefecto faquir, puede ser producida tambiénpor otras causas, por ejemplo los movimien-tos tectónicos tardíos, posteriores a la defi-nición del sistema de discontinuidades(VIDAL ROMANÍ, 1984). La alteración deun macizo granítico diaclasado afectado poruna deformación debida a concentración decargas dará lugar a la formación de cavidadessubesféricas del tipo morfológico gnamma otafone, asociadas a diaclasas o discontinui-dades cualesquiera que sea su orientación(VIDAL ROMANÍ, 1985; 1989).

Fig. 16. Proceso de concentración y migración decargas por alteración vía edáfica a favor del siste-ma de discontinuidades.


Fig. 17. Deformación fotoelástica inducida en unplano por la carga que genera una zapata traba-jando a compresión y que pone en evidencia laexistencia de unos recintos de plastificación (es-pacios lacunares). Modificado a partir de Halling& Nuri (1975).

5. ETAPA EPIGÉNICA

La siguiente etapa es la llamada etapaepigénica (Tabla 2), ya que se realiza encondiciones epigénicas superficiales y notectónicas. Normalmente, el desarrollo delas formas en rocas graníticas ha sido inter-pretado (TWIDALE, 2002) como un proce-so con dos etapas superficiales: la primera de

ataque químico bajo el suelo y la segunda deataque subaéreo de la roca, después de laeliminación del suelo o cubierta regolítica(TWIDALE, 2002).

Sin embargo, como ya se ha expresadoantes (TWIDALE y VIDAL ROMANÍ,1994), la etapa epigénica no es el principiosino el final de una larga historia durante lacual se han desarrollado sucesivamente en laroca distintos tipos de estructuras. Lo pri-mero que ocurre durante la etapa epigénicaes que la meteorización ataca la estructurade la roca “liberando” (Fig. 18), pero nocreando, las llamadas aquí formas primariasendógenas. De ahí su denominación de for-mas latentes o impresas, pues las caracterís-ticas que las definen ya existían antes de quela meteorización las pusiera de manifiestoen la superficie de la Tierra. Pero simultá-neamente, y esta es la razón de la confusión,el grabado químico (etching) genera lasformas primarias exógenas, éstas sin rela-ción con la estructura del material (cfr. n.6.2), como consecuencia del ataque químicode la roca realizado bajo el suelo.

Tabla 2. Fase de “liberación” y “exposición” de las formas endógenas durante la morfogénesis delrelieve granítico.


5.1. Exposición de las formas

Las formas latentes o impresas se hacenevidentes en el momento en que las condi-ciones de espacio se lo permiten. General-mente, esto sucede por la apertura de algu-nas o todas las características texturales,estructurales o de fábrica antes menciona-das. El mecanismo de exposición será esen-cialmente la erosión desencadenada por losprocesos eustáticos, isostático-epirogénicos,o tectónicos (ya sean solos o combinados),que son los que ponen la roca en superficie.Las formas liberadas son el resultado de laalteración edáfica del macizo rocoso por laacción de las aguas subterráneas, lo que ponede manifiesto las diferencias estructuralesmarcadas en el macizo rocoso en las anterio-res etapas (magmática, protoclástica y elás-tica). El resultado es la generación de unaserie de formas cuyas características tienenuna fuerte dependencia de los rasgos estruc-turales impresos en la roca. Aquí se distin-guen dos categorías de formas, según suposición con respecto al macizo: internas yexternas (Tabla 2).

5.1.1. Formas internas

En los trabajos tradicionales se describennormalmente sólo las formas que se desarro-llan en las superficies de los macizos rocosos,mientras que aquellas que se desarrollan pordebajo de la superficie no son consideradas otenidas en cuenta (VIDAL ROMANI, 1998;VAQUEIRO, 2003). Esto se debe a que, enlos macizos graníticos, si se los compara conlos de rocas solubles, las cavidades estánmucho menos desarrolladas, aunque existenreferencias notables de cuevas y aun dolinasdesarrolladas en rocas ácidas como en lasareniscas de la Formación Roraima en Vene-zuela (SEKINO, 1989) o en las sienitas delMacizo de Andringitra en Madagascar(PETIT, 1971). El término pseudokarst seha aplicado a estas características desarrolla-das sobre granitos o rocas ácidas cuya diso-lución imita a la de rocas solubles (p.e., rocascarbonatadas). Aunque todas las cuevas engranitos están relacionadas con la estructurase pueden distinguir tres tipos de ellas condiferentes orígenes y distintas historias (Ta-bla 2).

Fig. 18. Anillos de Lisegang en alteración de granitos en Pereiro de Aguiar (Ourense, España).


a).- Cuevas asociadas a fracturas que for-man grandes planos a través de los cuales esfácil la circulación del agua. La meteoriza-ción se produce esencialmente por lavado deiones lo que conduce a una ulterior amplia-ción de la cavidad.

b).- Cuevas asociadas a campos de blo-ques residuales o de origen protoclástico. Eneste caso las fracciones más finas del regolitogranítico, si alguna vez ha existido este, hansido lavadas y arrastradas dejando atrás lafracción mas gruesa, bloques y cantos, insitu. Los huecos entre los residuales puedenestar en algunos puntos conectados, dandolugar a sistemas de huecos (cavidades) irre-gulares.

c).- El tafone es el tercer tipo de cavidady está ligado al estadio elástico de la evolu-ción del macizo, aunque formas similarestambién se atribuyen a medios epigénicos(TWIDALE, 2002). El término tafone serefiere a una caverna o hueco desarrollada enel interior de un bloque delimitado pordiscontinuidades (Fig. 19). La pared internade la cavidad puede estar recubierta dealveolos (estructura en panal), por protube-rancias mamelonares (relieve convexo) opor concavidades tipo gubiazo (relieve cón-cavo).

5.1.2. Formas externas

Las formas endógenas externas (Tabla 2)son las que primero aparecen, al ser la parteapical del macizo la primera que emerge. Elproceso por el que se manifiestan es conse-cuencia de la corrosión química subedáfica(etching) o de la expansión física de la rocasegún sus discontinuidades, por ejemplopor hidratación una vez que se sitúa en laparte externa de la tierra (VIDAL ROMA-NÍ & TWIDALE, 1998). En esta categoría

Fig. 19. Formas de desagregación en el interior deun tafone. (a) Estructura en panal en la CostaBrava (Girona, España). (b) Formas mamelonaresen Kangaroo Island (South Australia). (c) Gubiazoso scallops en The Granites (Western Australia).


de formas se incluyen varios tipos de formaslineales (VIDAL ROMANÍ, 1998) talescomo los rebordes rocosos (rock levées),formados por alteración diferencial de laroca en zonas de contraste textural entre elencajante y el material filoniano, dandolugar a diques o paredes, galiñeiros,nerviaciones, fisuras y otras formas similares(Fig. 20). Posteriormente, cuando el proce-so de eliminación del regolito ha terminado,tiene lugar la aparición de formas tridimen-sionales (VIDAL ROMANÍ & TWIDALE,1998) como los distintos tipos de inselbergs:formas acastilladas, torres, domos(bornhardt) y mazorcas (nubbin), todas ellasse producen por la explotación de la meteo-rización de la roca según los sistemas dediaclasas. Otras formas de menor tamaño

correspondientes a esta etapa son las roturaspoligonales o cortezas de pan (Fig. 21) —con patrones regulares rectangulares,pentagonales, radiales, etc. (VIDAL RO-MANÍ, 1990)— y algunas formas planarestales como la exfoliación, laminación, disyun-ción en hojas de cebolla, pseudoestratifica-ción, etc. Todas ellas se encuentran asocia-das con los caos de bloques y campos debloques de origen protoclástico (pedriza),así como las pilas (gnammas, vasques obasins) de origen tectónico por deformaciónelástica (Tabla 2). Todas estas formas sonendógenas y se derivan de los procesos detensión-deformación desarrollados en lasetapas protoclástica y elástica en la evolu-ción del macizo. (VIDAL ROMANÍ &TWIDALE, 1998).

Fig. 20. Rill con levées roco-sos en el Paso de las Piedras(Córdoba, Argentina).


5.2. Formas epigénicas

Durante esta misma etapa de la exposi-ción del macizo tiene lugar la generación deotro tipo de formas, las llamadas formasprimarias exógenas o epigénicas. Estasmorfologías presentan dos líneas principa-les de evolución: la primera es la llamada decorrosión química (etching) de la roca bajoel suelo, que eventualmente (TWIDALE,1982) puede prolongarse subaéreamenteguiada por los procesos externos (Tabla 2).La segunda línea evolutiva tiene lugar ex-clusivamente en la superficie de la tierra y esguiada por procesos exclusivamentesubaéreos tales como los eólicos, glaciares,marinos, periglaciares, fluviales, o de ver-tiente.

5.3. Formas de corrosión química ograbadas

Las formas exógenas del primer tiporesultan en su totalidad de la alteración de laroca debajo de un suelo. El carácter genéri-camente isótropo de las rocas magmáticasda lugar a este particular tipo de formasllamadas de corrosión química o grabadas(Tabla 2). Uno de los mejores ejemplos queexisten son las llanuras de corrosión químicao grabadas (VIDAL ROMANÍ &TWIDALE, 1998). Las mesas de billar yplataformas rocosas son sus equivalentes demenores dimensiones (Fig. 22). Asociadas aellas aparecen otras formas convexas que sonverdaderamente formas residuales sin rela-ción con la estructura (Fig. 23), como los

Fig. 21. Roturas poligonales o cortezas de pan (Serra da Estrela, Portugal).


Fig. 22. Mesas de billar o plataformas rocosas Córdoba (Argentina).

llamados inselbergs de bolsillo (inselbergsde poche de BIROT, 1958) y las pequeñascolinas cónicas encontradas en los GawlerRanges (South Australia), en las TierrasAltas de edad jurásica de la Sierra Grande(Cordoba, Argentina) y en Amparihimena,

en el Macizo de Andringitra (Madagascar)(VIDAL ROMANÍ et al., 1997; TWIDALE& VIDAL ROMANÍ, 2003). Tales formasson típicamente de origen grabado o decorrosión química y por tanto caracterizan alos paisajes estables.

Fig. 23. Inselberg de bolsillo, coolie hut o colina residual en Córdoba (Argentina).


5.4. Formas exógenas

En este grupo se incluyen las morfologíasque resultan del desarrollo de los procesosgeodinámicos externos. Representan la se-gunda línea genética de las formas epigénicasque antes hemos señalado. Son mucho masreducidas en número y en tipología quetodas las que hemos visto hasta el momento.Esencialmente, son tres los agentes respon-sables de las formas exógenas: agua, aire yhielo. Un ejemplo muy característico es laestría en media luna (crescentic scour marky Sichelwannen) producida por la presión delos bloques situados en la base de una lenguaglaciar contra el fondo rocoso del valle(SUGDEN & JOHN, 1976; DREWRY,1986). Esta forma es generada en un procesode concentración de cargas como el postula-do para la etapa elástica, aunque en una

situación más somera, al generarse por deba-jo de la capa de hielo de un glaciar enmovimiento. En las Figuras 24 y 25 sepresenta una síntesis de las más frecuentesformas exógenas, muchas de las cuales soncomunes aunque no exclusivas de los paisa-jes graníticos, pudiéndose encontrar sobrecualquier tipo de roca compacta y masiva.

5.5. Formas secundarias exógenas yendógenas

En una etapa final, cualquiera de los dosgrandes tipos de formas definidos previa-mente (primarias endógenas —bien seanexternas o internas— y primarias exógenas)pueden evolucionar, por degradación, bajola acción continuada de los agentes externoshasta dar lugar a las llamadas formas secun-darias, llegándose hasta la total destrucción

Fig. 24. Formas en “A” o rock blister o pop ups en la península de Eyre (South Australia).


de la forma si persiste la acción de los agentesexternos. Sin embargo, muchos autores hanentendido las diferentes etapas en la degra-dación de las formas (TWIDALE, 1982;VIDAL ROMANÍ & TWIDALE, 1998)como formas diferentes, cuando en realidadson etapas sucesivas en la destrucción/trans-formación de la forma correspondiente (Ta-bla 3).

Considérese, por ejemplo una forma co-mún en el paisaje granítico: la gnamma ovasque. En ella la morfología de la concavi-dad varía a lo largo del tiempo. Sus dos tipos,pit (fondo cóncavo) y pan (fondo plano),pueden presentarse con todas sus caracterís-ticas conservadas o destruidas (Fig. 27) enmayor o menor grado (formas en sillón,rosquillas rocosas, fuentes, etc.). Lo mismoocurre con otra forma frecuente en los paisa-jes graníticos: el tafone, que recibe diferen-tes nombres, según el grado de evolución dela cavidad (tafone incipiente con desarrollo

Fig. 25. Meandros en sienitas (Andringitra,Madagascar).

Tabla 3. Formas exógenas secundarias y algunos de sus estadios degradativos más frecuentes antesde su destrucción total por la continua acción de los agentes externos.


Fig. 26. Diferentes tipos de tafone por su morfo-logía final. (a) Tafone-pared en Córdoba (Argen-tina). (b) Bloque-baldaquino o Bloque-visera enCórdoba (Argentina). (c) Tafone-ventana en Cór-doba (Argentina).

de estructura en panal y tafone con gubiazos)ó según la localización del plano de desarro-llo del tafone (tafone bloque, tafone lateral,tafone laja), o según el grado de destruccióndel bloque (Fig. 26) donde se desarrolla(tafone, alcoba, abrigo, visor, caparazón detortuga). Sin embargo, los tipos morfológicosantes enumerados sólo son reflejo de lasdistintas etapas observadas en la degrada-ción de dos formas y no se justifica “per se”una diferente nomenclatura (Fig. 28).

6. CUANTIFICACIÓN DE LA EVO-LUCIÓN MORFOLÓGICA DE LASFORMAS

Las formas primarias (endógenas y exó-genas) que se han descrito en este trabajo,evolucionan morfológicamente como resul-tado de la degradación epigénica que sufrenuna vez expuestas en la superficie de laTierra convirtiéndose en formas secunda-rias. La cuantificación de la velocidad a laque se realizan estos procesos de degrada-ción de las formas primarias en formas se-cundarias puede permitir asignar una edadde exposición subaérea a una superficie se-gún cual sea la situación de las formas desa-rrolladas sobre ella. Hay dos vías diferentespara determinar la edad de una forma segúnque este dato sea absoluto o relativo. La edadabsoluta puede determinarse por la dataciónde la superficie erosiva mediante isótoposcosmogénicos (cfr. n. 6.1). La edad relativase deduce de aquellos casos en los que se hayaproducido la fosilización de una superficie oforma por sedimentos de edad conocida ocuando se data la propia superficie por sualtura sobre el nivel de base local o regional.Finalmente, y este es el procedimiento ele-gido en el presente trabajo, se puede estable-cer la edad de una superficie por el grado de


evolución de las formas desarrolladas sobreella, a partir de su análisis dimensional(VIDAL ROMANÍ, 1984; UÑA ÁLVA-REZ, 1997; UÑA ÁLVAREZ & VIDALROMANÍ, 2000).

6.1. Datación isotópica de las for-mas

Una primera aproximación cuantitativapara determinar la edad de una forma o de la

superficie a la que se asocia se realiza me-diante el análisis de los nucleidos cosmogé-nicos (FERNÁNDEZ MOSQUERA et al.,2000), hasta ahora el método mas fiable paradatar superficies o formas erosivas, siendo laedad deducida tanto más exacta cuanto másrápido haya sido el acontecimiento erosivoque originó la forma. En este sentido, laszonas glaciadas proporcionan una excelentereferencia para establecer una base temporal

Fig. 27. Diferentes tipos de gnamma por su mor-fología final. (a) Gnamma en sillón en la Serra doXistral (Lugo, España). (b) Rock doughnut (Cór-doba, Argentina). (c) Plato (Gêrez, Portugal).

Fig. 28. Etapas en la evolución de un tafone.Leyenda: (I) Bloque, (II) Bloque-tafone, (III)Tafone-panal, (IV) Tafone-ventana, (V) Bloque-visera con tafone.


en la evolución de las formas graníticas yaque los nucleidos cosmogénicos permitencalcular la edad de las formas graníticaserosivas implicadas (FERNÁNDEZ MOS-QUERA et al., 2000). Tomando como ejem-plo un paisaje glaciado pleistoceno como elde la Serra do Gerêz (Norte de Portugal), sepuede constatar que las gnammas se hayantotalmente ausentes de las zonas afectadaspor la erosión glaciar (VIDAL ROMANI etal., 1990) aunque es posible observargnammas en diferentes estado de degrada-ción en las zonas inmediatas al límite delmáximo avance glaciar. La edad inferidapara la superficie de pulido glaciar pornucleidos cosmogénicos (FERNÁNDEZMOSQUERA et al., 2000) indica que lasuperficie no glaciada tiene una antigüedadal menos superior a los 200,000 años B.P.siendo por tanto esa misma edad la mínimaque podemos asignar a las formas conserva-das, en nuestro caso gnammas. Sin embargo,la datación de formas erosivas presenta gran-des dificultades cuando no ha sido uno soloel evento erosivo que ha definido la formaclaramente, dándose entonces el caso de quela edad geomorfológica (muchas veces infe-rida por criterios relativos) es muy diferentede la edad absoluta definida por nucleidoscosmogénicos (BIERMAN & TURNER,1995). En estos casos ocurre que la acumu-lación de nucleidos cosmogénicos está limi-tada por la tasa de erosión de la superficie,pudiendo ocurrir además que se alcance ellímite de acumulación (para el caso de losnucleidos cosmogénicos radioactivos) cuan-do la superficie es muy antigua y la tasa deerosión muy baja (LAL, 1990). La cuantifi-cación de la tasa de degradación de unasuperficie erosiva, usando dos nucleidos cos-mogénicos (p.e., 21Ne y 10Be) ofrece buenosresultados pues combina un cosmogénico

como el 21Ne, producido por espalación (ensuperficie), con el 10Be producido porespalación más captura muogénica. La acu-mulación de 21Ne está solo limitada por laerosión de la superficie y comienza a produ-cirse una vez que aquella queda al descubier-to. Con una tasa de erosión baja el valorobtenido es muy cercano a la edad del eventoerosivo que definió la superficie. Por suparte, el isótopo 10Be es el más aconsejablede entre todos los isótopos radioactivos exis-tentes, cuando se están datando procesoserosivos prolongados en el tiempo, debido asu mayor vida media.

6.2. Análisis morfométrico

La otra vía de datación de formas yprocesos sería la que se apoyaría en la cuan-tificación de la degradación de una forma apartir de su análisis dimensional. En efecto,se pueden relacionar estadísticamente lasdimensiones de la forma (VIDAL ROMA-NÍ, 1984; UÑA ÁLVAREZ, 1997; UÑAÁLVAREZ & VIDAL ROMANÍ, 2000),por ejemplo en el caso de una gnamma: área,longitud, anchura y profundidad de la mis-ma; o alternativamente, la evolución de suscaracterísticas morfológicas: sección y plan-ta de la forma, forma del fondo, característi-cas del canal de salida, paredes sobreexcavadas y erosión de las paredes. A partirde estos datos (Fig. 29), es posible obteneruna edad relativa para la superficie sobre laque aparecen gnammas en distinto grado deevolución (UÑA ÁLVAREZ & VIDALROMANÍ, 2000; UÑA ÁLVAREZ, 1998;1999). Por otra parte, la evolución de laforma tipo gnamma ya ha sido descritasuficientemente (TWIDALE & CORBIN,1963), habiéndose caracterizado sus tresetapas: (1) aumento del tamaño de la conca-


vidad con el tiempo (2) pérdida de su capa-cidad de retención del agua como resultadode la rotura parcial de su perímetro y (3)progresiva destrucción total de la forma.

7. CONCLUSIONES

El primer problema para entender elrelieve desarrollado sobre las rocas graníticases definir la naturaleza de las formas, si sonendógenas o exógenas, y cuál es su estado dedegradación (formas secundarias) por la ac-ción de los distintos agentes erosivosexógenos (VIDAL ROMANÍ & TWIDALE,1998).

Es fácil comprender la gran indetermi-nación que existe en la definicióngeomorfológica de la edad, origen y signifi-cado de una superficie si se ignora o

malinterpreta la información que propor-cionan las formas asociadas a ella.

La determinación de la edad de las for-mas, bien sea absoluta (isótopos cosmogéni-cos) o relativa (estadio degradativo, altura,fosilización, etc.), nos dará una edad de lasuperficie sobre la que estas se han desarro-llado.

Todas las demás formas corresponden aetapas previas a la epigénica y se debenexclusivamente a los procesos endógenos deconsolidación del magma o de su deforma-ción en el camino hacia la superficie terres-tre sin tener por tanto ningún significadoclimático.

La edad más antigua de una forma debededucirse de la historia petrográfico-estruc-tural de la roca ígnea sobre la que se desarro-lla (VIDAL ROMANÍ, 1990; ARANGU-

Fig. 29. Evolución de morfologías tipo gnamma por su grado de destrucción. Leyenda: (Ia) Pit, (Ib) Pittelescópico, (Ic) Pit con las paredes laterales sobreexcavadas, (IIa) Cylindrical Hollow, (IIb) Gnammaen sillón o Armchair-shaped basin, (III) Cylindrical basin con exutorio, (IV) Pan.


REN, 1994). Las únicas edades que puedenser asociadas a la historia geomorfológica deun área determinada son las que correspon-den a las formas epigénicas (TWIDALE,2002) y señalarían etapas de erosión o decorrosión química (grabado o etching) ac-tuando sobre el sustrato rocoso.

AGRADECIMIENTOS

Este trabajo es el resultado de muchosaños y viajes por diferentes zonas de la Tierra(Australia, Argentina, Chile, Madagascar,España y Portugal, entre otras) entre losaños 1979 y 2003. El financiamiento pro-porcionado por la Universidad de Coruña

permitió su realización, como también elproporcionado por el Gobierno Autónomode Galicia y la Universidad de Adelaide(South Australia), sin los que no hubierasido posible la realización de este proyecto.Agradecemos al Profesor C. R Twidale porsus positivas críticas al manuscrito en suprimera versión. Estamos en deuda igual-mente con el Profesor Carlos Costa (Univer-sidad de San Luis, República Argentina) porsus comentarios sobre el estadio protoclásticode evolución del magma, de extraordinariaayuda para la mejora de la redacción de estetrabajo.

Recibido: 2-10-03Aceptado: 26-6-04


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