UNIVERSIDAD COMPLUTENSE DE MADRID FACULTAD DE CIENCIAS GEOLÓGICAS TESIS DOCTORAL MEMORIA PARA OPTAR AL GRADO DE DOCTOR PRESENTADA POR María José Gómez Miranda Madrid, 2015 © María José Gómez Miranda, 1983 Geomorfología del Occidente Asturiano Departamento de Sedimentologia Marf.a José Gomez MiranHn 5 3 0 9 8 6 2 3 6 9 * UNIVERSIDAD COMPLUTENSE TP GEOMORFOLOGTA DEL OCCIDENTS ASTURIANO Donart.AMionto de Sediment.oloç;ia Facilitât^ de CiencLss Geolo^lcas Un i.vers u'ad Complut en se de Itadrid 1983 Colecciôn Tesi» Doctorales. N® 228/83 ^ José Gomez Miranda Edita e imprime la Editorial de la Universidad Complutense de Madrid, Servlclo de Reprografla •Noviciado, 3 Madrid-8 Madrid, 1983 Xerox 9200 XB 480 ® Depésito Legal: ^^34879-1983 piBl.ICTf C' Existe un ejemplar original de esta Tesis Doctoral en el Archive General Universitario^ Noviciado, 3^Madrid-8^ para su consulta; en él se pueden apreciar con mayor detalle los grâ flcos, laminas, raapas y demas partes de la misma. Autor: MARIA JOSE GOMEZ MIRANDA GEOMORFOLOGIA DEL OCCIDENTE ASTURIANO Director: D. Isidoro Asensio Amor Profesor de Investigaciôn del C.S.I.C UNIVERSIDAD COMPLUTENSE DE MADRID Facultad de Ciencias Seccion de Geolôgicas Afto 1982 O O B Topio de CosorieQo o o o o SC e ; O o o o % LU6AR NUEVO O o SANTAGADEA O O O OOo OO o CASARtCGO O O Oo 5 Oo o oo oojo O o P Seronles o o «0 7 o TOMBIN m \ ) SUE mo BRUL̂ VCAMPON o o 2 ° o o CABALEIROS -VEGUINAjY a / IcANOAOSA/ c B R / C o PL c a s t e l l o Ç \ PlCO AGUILEtCO 224 sc LEYE »’ UNIOADES MORFOLOGICAS GLACIS mixto D PL CANTEIRO Novio LEYENDA FORMACIONES PERIGLACIARE; CIRCO PERIGLACIAR £ w SELA d e FABÀI VA 693 I SEDURES OUR IA ESPINA Poromios BUSDEPOUROS \ V / V v/j F hRMEIRIN, ^̂ SAJ(TAj:0(.OM8A ■I PICO SE LASiAMAGAN ;as tr o / - AGUDELOl », y g 4 ^ R U T A DEL SUABOH NISEIRO MCREOO «. 693 pUlo XJ \ S g POIO oc LA NIEVE OÜROS ^ V PENA GPALLp S 5 Km A A a A A o o „ o o o ,£LO O o o l ° o ° I & t# tp ^ G GLACIS mixto VERTIENTE DE ESCARPE NETO REBORDE DE TERRAZA TERRAZA + 4 5 m. TERRAZA + 4 5 m. con retoque morino TERRAZA ♦ 2 5 m. TERRAZA + 10 m TERRAZA + 6 m. ATERRAZAMIENTO 2 - 3 m. CAUCE ACTUAL COLUVIONES MARISMA DEPOSITOS CUATERNARIOS con retoque morino ARENAS EOLJCAS VALLE ASiMETRtCO VALLE DE FONDO PLANO ANFITEATRO TERRAZA FLUVIAL (materio! de genesis diverse) DEPOSITOS DE PLAYA ENSENADAS u CIRCO PERIGLACIAR ESC0M8R0S DE GEL I VAC ION ^ G R E ZE S -L ITE E S lorino GROICES a \ V a c r io t u r b a c io n S SOLIFLUXION Y SURCOS DE ESCORRENTIA V 7 V V VERTIENTES CON V V V ACCIONAMIENTO PERIGACIAR G GELIVACION SIGNOS £" Esfefoniense Serie de los Cobos (cuorcitos y pizorros) C /i Coltzos de Vegodeo PL Pizorros de Luorco Rocas ptutdnicos ^ Suelos sobre la superficie ^ de la Rose Quiero expresar mi agradecimiento en primer termine al Profesor ASENSIO AMOR, director de este trabajo, que con tanta dedicaciôn y con su gran experiencia sobre geomorfologîa ha di- rigido, y orientado esta Tesis; siendo ademâs magistral su ense- nanza y su apoyo incondicional en los trabajos de campo y labo- ratorio. Asi-mismo agradezco también su gran rigor cientîfico que me ha sido tan eficaz a la hora de interpretar los hechos. Deseo igualmente hacer constat mi agradecimiento a todo el Departamento de Petrologîa Endôgena y Sedimentaria de la Facultad de Ciencias Geolôgicas de la Universidad Compluten- se y a sus Directores, Profesores Fuster y Mingarro respectiva- mente, que me han facilitado la utilizaciôn de sus laboratories y bibliotecas y donde he disfrutado de un agradable ambiente de trabajo. Expreso también mi gratitud a todas aquellas personas que de un modo u otro han contribuido a la realizaciôn de este trabajo, por su constante aliento durante la elaboraciôn del mismo, en especial a D. José Maria Angulo Zapatero delineante de las figuras y mapas que acompaftan este trabajo. II INDICE pag Capitule 15 ANTECEDENTES HISTORICOS .................... 1 Capitule 25 OBJETIVOS Y METODOS DE T R A B A J O ........ 19 2.1. Objetivos propuestos ........................... 20 2.2. Metodos de trabajo y técnicas utilizadas .... 21 2.2.1. Trabajos de campo ......................... 22 2.2.2. Adquisiciôn de datos: Informacion bibliogrâfica y cartogrâfica .............................. 23 2.2.3. Trabajos de laboratorio ................. 23 2.2.4. Elaboraciôn de bipôtesis e interpretaciôn ^ de los datos obtenidos ............ 27 2.2.5. Cartografîa geomorfolôgica................. 28 Capitule 35 ASPECTOSGEOLOGlCOS-GEOGRAFICOS ............ 29 3.1. Situation geogrâfica ........................... 30 3.2. Rasgos topogrâficos ............................ 31 3.3. Componentes litolôgicos ........................ 33 3.4. Climatologia y Vegetaciôn ...................... 35 3.5. Estratigrafîa: el paleozoico inferior en el occi- dente de Asturias.................................. 47 3.5.1. La caliza de Vegadeo (câmbrico inferior)... 48 3.5.2. Serie de los Cabos (Câmbrico modio-Ordovici_ ce inferior)................................... 49 3.5.3. Pizarras de Luarca (ordovicico medio) .... 51 3.5.,4. Formation Agueira (Ordovicico medio-supe- rior. . . r...................................... 53 pag. 3.5.5. Formaciôn de la garganta (Silurico inferior) .. 55 3.5.6. El Estefaniense............... 55 3.5.7. Conclusiones ................................... 57 3.6. Tectonica .............................. 59 3.6.1. Unidades estructurales ......................... 60 3.6.2. Primera fase de deformaciôn.................... 64 3.6.3. Segunda fase de deformaciôn.................... 64 3.6.4. Tercera fase de deformaciôn ............ 66 3.6.5. Deforraaciones tardias .......................... 67 3.6.6. Edad de las deformaciones hercînicas ...... 69 3.6.7. Conclusiones ...................................... 70 Capitule 4 ® FORMAS PERIGLACIARES EN LA ZONA OCCIDENTAL DE A S T U R I A S ................ 73 4.1. Introducciôn......................................... 74 4.2. El periglaciarisiTio en la zona occidental de Asturias 78 4.3. Acumulaciones detrîticas periglaciares en el occidente de Asturias ....... 86 4.3.1. Coladas gel ifluidales. Desplazamientos sobre un suelo helado. ........................... 88 4.3.2. Materiales detrîticos ordenados:"Grezes litees" y Groizes" ............................ 96 4.3.3. Los depôsitos de "Grezes litees" en la zona occidental de Asturias. ......... 99 4.3.4. Formas de crioturbaciôn........... 121 pag. 4.4. Vertientes periglaciares ........................... 125 4.4.1. Surcos de escorrentia sobre vertientes per^ glaciares......................................... 1 30 4.5. Consideractones finales................................ 137 Capitule 5 ̂ PROCESOS ACTUALES HN LA CUENCA-VBRTIENTE DEL PORCIA............................................ 145 5.1. Introducciôn ................................. 146 5.2. La cuenca vertiente del Porcia ....... 150 5.3. Actividades morfogeneticas y manifestaciones mor fodinâmicas de la cuenca-vertiente ........... 157 5.4. La carga aluvial actual ........... 185 5.5. Consideraciones y conclusiones sobre los procesos de la dinamica actual............................... 200 Capitule 6 ̂ EVOLUCION CUATERNARIA DEL VALLE DEL PORCIA: GLACIS-TERRAZAS.................................. 205 6.1. Introducciôn ............................. 206 6.2. Los depôsitos cuaternarios ........................ 207 6.2.1. Nivel + 45 m ..................................... 207 6.2.2. Niveles superiores o prôximos a los 25 m . .... 216 6.2.3. Niveles superiores o prôximos a los 10 m .... 232 6.2.4. Niveles de aterrazamiento a 1-3 m ............. 246 6.2.5. La fracciôn de arenas en los depôsitos de terrazas........................ 250 6.3. Consideracioîies finales.................. 254 V pag, Capîtulo 75 MORFODINAHICA DE LA CUENCA-VERTIENTE DEL SUARON. .......................... 260 7.1. Geomorfologîa dinâmica de la cuenca del Suarôn: los transportes solides en las grandes crecidas . 261 7.2. Parajes de referencia en la cuenca-vertiente 264 7.2.1. Caractères de la cuenca-vertiente.............. 266 Trame alto (estaciones I-V) .................... 266 7.2.2. Trame medio (estaciones VI-IX) ............... 272 7.2.3. Trame bajo o inferior (estaciones X-XIV)..... 283 7.2.4. Colectores secondaries .......................... 291 7.3. Reconstituciôn de la carga aluvial: dinâmica de cantos. ........ 297 7.4. Caracterîsticas texturales del material grueso . 311 7.5. Distribuciôn granulometriea del material fine. Rêgimen fluvial y condiciones de sedimentation. 327 7.6. Niveles de acumulaciôn fluvial en el valle del Suarôn .............................................. 338 7.7. Granulometrîa de arenas .......................... 355 7.8. Consideraciones finales........................... Capîtulo 82 l a PLATAFORMA LITORAL 0 RASA CANTABRICA Y EL FRENTE COSTERO ............................... 360 8.1. Introducciôn .............. 361 8.2. Unidades morfolôgicas « 365 8.2.1. Glacis ........................................ 366 VI pag. 8.2.2. Depôsitos accionailos por el mar, situados sobre la rasa....................... 368 8.2.3,. El progresivo encajamiento de la red hidrogrâ fica en la rasa;........ 430 8.2.4. El frente costero; los depôsitos actuates .... 437 Capîtulo 95 ACCIDENTES GEOGRAFICOS QUE LIMITAN LA ZONA ESTU_ DIADA DEL OCCIDENTE ASTURIANO: RIA DEL EO Y ‘ ESTUARIO DEL NAVIA,................................ 449 9.1. La rla del Eo ........... 450 9.2. El tramo final del rio Navia ................ 454 9.2.1. Cuadro morfolôgico ........ 456 9.2.2. Estudio de sedimentos ............................. 463 9.2.3. Consideraciones finales ........................... 478 9.2.4. Conclusiones........................................ 480 Capîtulo 105 RESUMEN Y CONCLUSIONES ........................... 483 BIBLIOGRAFIA .................................................... 497 A N T E C E D E N T E S H I S T O R I C O S CAPITULO PRIMERO Puede considerarse la mitad del siglo XIX, como el paso mas decisive en la historia moderna de la geologxa es - panola. La venida de SCHULZ a Espana en 1826 y su labor rea lizada a lo largo de medio siglo, marca una etapa importan te en la geologîa del pals. Los trabajos mâs antiguos acerca de la zona occi­ dental espanola se remontan a 1831, fecha en que se encar- ga a SCHULZ la realizaciôn de un mapa petrogrSfico del Rei^ no de Galicia. Este fue el primer mapa geolôgico publicado de una parte del pals y la ûnica referencia geolôgica de con junto de la région. Ppr encargo de la "Comisiôn Petrogrâfica", depen- diente de la Direcciôn General de Minas, recorre SCHULZ , durante varies anos la regiôn de Asturias con el fin de elaborar un mapa geolôgico de la misma, cuya publicaciôn se llevarîa a cabo en 1855 y culminaria en 1858 con la "Des- cripciôn geolôgica de la provincia de Oviedo. En este tra­ bajo y como corresponde a la sucesiôn estratigrâfica admi- tida en esa época, SCHULZ considéra como silurianos a to- dos los materiales que afloran en el occidente de Asturias. Dentro de este Siluriano diferencia diverses materiales (pizarras, grawachas, cuarcitas y calizas) pero sin llegar a establecer una sucesiôn estratigrâfica de , los mismos. Junto con SCHULZ , desde 1828, varios ingenieros se incorporan al plan de exploraciôn geolôgica del pals y son enviados por el gobierno a la Bergakademie de Freiberg en Sajonia, con el fin de actualizarse en los conocimientos geologicos y tectonicos relacionados con la explotaciôn mi­ nera. Esta primera salida oficial al extranjero senala un hito importante en la evoluciôn de la geologîa espanola. Ha cîa 1840, otros ingenieros de minas se incorporan al plan de exploraciôn geolôgica del paîs, son ellos los pioneros de la geologîa espanola. A la muerte de SCHULZ en 1877 se puede decir que se cuenta ya con una considerable y valiosa labor efectua- da. Se ha producido en el transcurso de este medio siglo el paso mâs decisivo de la historia moderna de la geologîa es­ panola, siendo SCHULZ una de las principales figuras de e^ ta organizaciôn y consolidaciôn. La obra de SCHULZ marca un hito memorable en la cartografîa geolôgica de Espana; se trata del primer mapa geolôgico leventado a nivel provincial, coherente con los publicados en Europa en las mismas fechas, que sirve a su vez de modelo para los demâs mapas que realizarîa la Comi­ siôn del Mapa Geolôgico de Espana (1873). La cartografîa de SCHULZ se mantiene vigente du­ rante medio siglo, apareciendo hasta cuatro ediciones de su mapa (1858, 1900, 1901, 1930) que mantienen su vigencia co mo base de trabajo hasta la obra de ADARO,en la qnefiguran va rios mapas que suponen un progreso respecte a la cartografîa de SCHULZ . La estructura geolôgica de Asturias aparece perfec tamente marcada en el mapa de SCHULZ , destacando ya enton- ces la Clara diferencia entre el occidente de Asturias con^ tituido por series paleozoicas monôtonas y potentes donde alternan principalmente cuarcitas y pizarras, que considéra silurianos, sin lograr establecer una sucesiôn estratigrâ- fica-del reste de Asturias, de sucesiôn mucho mâs variada. Aporta también el conocimiento de terrenos devônicos en la regiôn central de Asturias, la cuenca carbonîfera central y la Clara diferenciaciôn del extreme oriental dominado por las calizas carbonîferas que forman el macizo curvado de los Picos de Europa. Junte a esta estructura global aparecen un sin fin de detalles cartogrâficos: manchones de rocas igneas en toda la provincia, afloramientos poco abondantes de calizas en el occidente de Asturias, asî como materiales carbonifè­ res en el mismo, etc. Su cartografîa sobre los materiales mesozoicos présenta pocas modificaciones con la admitida en la actualidad, Desde esta época hasta fechas muy recientes, los principales trabajos_estân encaminados al establecimiento de la sucesiôn estratigrâfica, que va siendo enriquecida por el hallazgo de yacimientos fosiliferos. Asi destacan los ha- llazgos de PRADO (1857) de la entonces denominada "fauna 2®” (el Ordovicico actual) en las pizarras negras de los alre- dedores de Luarca, que le permitieron comparer estes nive­ lés con las pizarras de Angers de Bretana. En 1877 BARROIS da cuenta del hallazgo de la "fau­ na 1^" (Cambrico actual) en les alrededores de Vegadeo. Es­ tes dates, representan la base de la sucesiôn estratigrâfica del Occidente de Asturias establecida en 1882 per BARROIS, que intreducen algunes cambies y producen reteques en el mapa trazade per SCHULZ . Estes cambies afectan especialmen- te a la edad de las formaciones de la parte occidental de Asturias. La sucesiôn dada per BARROIS para el occidente de Asturias de abajo a arriba coraprendia los siguientes termi­ nes: Pizarras de Ribadeo, Calizas y pizarras con Paradoxides de la Vega, Areniscas de Cabo Buste y pizarras de Luarca con Calimene tristani; BARROIS atribuyo al Câmbrico les dos primeres termines y a la base del Silurice (Ordovicico ac­ tual) les siguientes. Junto con BARROIS etres autores come ABELLA CASA- RIEGO 1877, MALLADA y BUITRAGO 1878 intreducen algunes cam­ bies de caracter local. Como ya hemos indicado enteriormente el mapa de SCHULZ se mantiene como base de la cartografîa geolôgica hasta la obra de ADARO donde figuran varies mapas que supo- nen un progreso respecte a la cartografîa de SCHULZ . El mapa de Asturias y areas vecinas (ADARO y JUN- QUERA 1916), junto con el de la regiôn central de Asturias, al norte de Oviedo, de los mismos autores que el anterior y les de la cuenca carbonifera central (ADARO, 1926) supo- nen valioses trabajes que permite reconocer per vez prime­ ra el verdadere carâcter de las unidades cartografiadas. La obra de ADARO no medifica sustancialmente la estratigrafîa de BARROIS para el occidente de Asturias, pero aporta cer­ tes geolôgices y la descripciôn detallada de muchas zonas. Hasta mediados de este siglo les mapas de ADARO sirvieron de base para teda la cartografîa ulterior. Tambiên de esta época son valiosas las apertacio- nes que previenen de HERNANDEZ SAMPELAY0; este auter modifia c6 de forma acertada la sucesiôn estratigrâfica de BARROIS, situando las pizarras de Ribadeo en su lugar, per encima del Horizonte carbonatado de Vegadeo (1914); en 1915 describiô una abondante fauna dentro de la que cabe destacar la pre- sencia de Dydimegraptus en las pizarras de Luarca y Monograp tus en ampelitas situadas per encima del nivel anterior; de 1916 es el hallazgo del mismo auter sobre Monograptus en el occidente de Asturias, en la regiôn de los Oscos. Los esquemas de localizaciôn geolôgica para la zo­ na costera de occidente de HERNANDEZ SAMPELAYO (1950) tie neii como base los mapas de ADARO. Los diferentes mapas geolôgicos que entre el primi tivo de SCHULZ y el de ADARO van apareciendo sucesivamente muestran en el occidente de Asturias solamente grandes fran jas en las que alternan terrenos câmbricos y silûricos, con una distribuciôn distinta a la que aparece en la cartogra­ fîa actual; en esta época, los materiales precâmbricos eran desconocidos y las pizarras reconocidas actualmente como precâmbricas aparecen como Câmbricas en el mapa de ADARO. Por el contrario, si aparecen senalados con precisiôn los afloramientos de calizas y rocas igneas de la regiôn. La cartografîa de ADARO queda recogida en los ma­ pas de Conjunto del Institute Geolôgico y Minero, existien- do varias ediciones del mapa a escalas diferentes. Las apor taciones de otros autores en este tiempo son escasas y se refieren fundamentalmente a esquemas tectônicos o pequenos mapas de alcance local. Entre elles cabe destacar la inte£ pretaciôn de HERNANDEZ SAMPELAYO (1916) de la estructura de la regiôn de los Oscos como una tectônica de escamas. La variedad de mapas que por esta época se reali- zan termina con la apariciôn de la primera hoja asturiana del Mapa Geolôgico de Espafia a escala 1:50.000 preparada por HERNANDEZ SAMPELAYO y KINDELAN (1950). A partir de 1950, la cartografîa geolôgica astu­ riana cambia sustancialmente, comenzando entonces una nueva época en el conocimiento de la estratigrafîa del occidente de Asturias, a la vez que se intenta cartografiar toda la superficie regional a menor escala (1:50.000 y hasta 1:25.000). La mayor parte de los trabajos geolôgicos de la Cordillera Cantâbrica no aparecen ya individualmente sino que son escuelas o grupos colectivos los que trabajan en la geologîa de la regiôn. Destacan entre estas escuelas la ale- mana dirigida por LOTZE, para nosotros de especial atenciôn por tratarse de aportaciones referidas al occidente de As ­ turias; la holandesa de LEIDEN representada por SITTER, se . refiere mâs a la cartografîa de la vertiente leonesa de la Cordillera, siendo escasas las aportaciones referidas al territorio asturiano, reduciendose siempre a areas limîtro- fes con el borde sur; la espanola de Oviedo, representada por LLOPIS LLADO en su primera étapa, hasta 1965, y a partir de entonces se inicia una segunda étapa por JULIVERT conti- nuada por MARTINEZ ALVAREZ y otros, siendo en esta época muy abondantes las contribuciones cartograficas de la Secciôn de Ciencias Geolôgicas de la Universidad de Oviedo. Especial interés para el estudio de la estratigra­ fîa del occidente de Asturias tienen las pub 1icaciones de LOTZE (1945 a,b; 1956 a,b; 1957, 1958, 1961) que van a abrir una nueva étapa en el conocimiento de la misma. LOTZE presu- pone la existencia de un precâmbrico en el ârea del Narcea y tambiên la presencia del precâmbrico de Galicia oriental, implicite ya en los trabajos de BARROIS, quedando asi bien definida la base del paleozoico. A partir de este momento continuan las aportacio­ nes de la escuela alemana sobre la cartografîa del territo­ rio asturiano, apareciendo junto a los mapas de afloramien to Câmbricos de LOTZE (LOTZE y SDZUY, 1961) , mapas del sec­ tor central de la costa RADIG (1962, 1964) del sector oc­ cidental, FARBER y JARITZ (1964) y los del valle medio del Narcea, POLL (1963). Durante la étapa 1950-1967 y con la contribuciôn bastante extensa de la escuela de Oviedo, representada en su principio por LLOPIS, comienza a ser mucho mâs cohéren­ te la distribuciôn de terrenos precâmbricos y paleozoicos del occidente de Asturias, como puede observarse en el es- quema geotectônico de VALDES LEAL (1967). Aparecen en esta época varias hojas de mapas geo­ lôgicos de distintas âreas de Asturias y muchos mapas de detalle realizados unas veces por LLOPIS y otras por sus colaboradores. A partir de este momento son muchas ya las apor­ taciones espanolas al conocimiento cartogrâfico de Astu­ rias; destaca la labor de la Secciôn de Ciencias Geolôgicas IP de Oviedo que logra cubrir practicamente todo el territorio asturiano con bastante detalle, facilitando de este modo la realizaciôn de mapas mâs générales. Esta segunda étapa se inicia en Oviedo hacîa 1965, y estâ dirigida por JULIVERT y MARTINEZ ALVAREZ. Organismos oficiales, autores de procedencia di­ verse, diferentes empresas ban realizado importantes cola- boraciones y han enriquecido aspectos variados de la carto grafîa geolôgica asturiana, marcando nuevas y mayores preci^ siones en la misma. Son de interés a este respecte las apor taciones del Institute Geolôgico y Minero de Espana a la cartografîa geolôgica de Espana, que a partir de 1971 ini­ cia una nueva serie (MAGNA), y el mapa geolôgico de Astu­ rias (1978) compuesto por el departamento de Geotectônica de la Universidad de Oviedo que représenta una visiôn ac­ tual de la constituciôn geolôgica de Asturias. Por lo que respecta al occidente de Asturias y extreme oriental de la provincia de Lugo (NW de Espana) destaca el realizado por ALBERTO MARCOS en 1972; el mapa constituye una visiôn fiel de las ideas surgidas como resultado de las ûltimas inve^ tigaciones. En el verano de 1981 se ha publicado, dentro de la serie MAGNA, el mapa geolôgico del occidente de Astu­ rias (Hojas de Ribadeo, Vegadeo, Luarca y Boal). La car­ tografîa estâ realizada por MARCOS y BASTIDA (1976); completan 11 el mapa especialistas de diversas ramas de la geologîa, per tenecientes en su mayorîa a la Universidad de Ciencias Geo­ lôgicas de Oviedo. Junto al estudio y conocimiento geolôgico de la re giôn de Asturias, que desde tiempos de SCHULZ se viene rea lizando, se inician tambiên mâs lentamente, trabajos y pu- blicaciones aisladas sobre aspectos geomorfolôgicos de es­ ta regiôn. De 1957 es el mapa que LLOPIS LLADO y JORDA, pre- sentan âl V Congreso Internacional INQUA sobre el Cuaterna- rio de Asturias, donde se senala la existencia de materia­ les retocados por el mar, que désigna con el término de pos^ glaciares y materiales periglaciares; el mapa realizado a escala 1:250.000 no détermina yacimientos, ni da detalles sobre los mismos, se limita a indicar la existencia de es­ te tipo de materiales sobre la rasa y mâs hacîa el interior; sin embargo, nos parece importante s'enalarlo dentro de este capitule de antecedentes histôricos, pues constituye un do­ cumente inicial del Cuaternario de Asturias y el ûnico mapa existente sobre el mismo. LLOPIS en estas fechas realiza la cartografîa Cua- ternaria de Asturias, pero no es él quien inicia los estudios sobre el mismo, que comienzan con autores como GOMEZ DE LLARENA y ROYO (1927); CUETO y RUIZ DIAZ (1930) que hacen una nota sobre las terrazas y rasas litorales de la costa de A^ turias. 12 Muy ampliada y extensa es la labor de HERNANDEZ PACHECO que se inicia en 1930 con el estudio de las costas de la Peninsula Hispanica y sus movimientos, y se continûa durante mâs de treinta anos; este autor en un principio atr^ buye un origen continental a la rasa litoral de Asturias. En un trabajo sobre "La plage ancienne de La Franca (Astu­ rias)", GUILCHER, 1955 pone en evidencia el origen marino de la "rasa" cantâbrica y senala, sobre un playa marina de cantos accionados por el mar, un depôsito de 10 m de poten cia formado por elementos angulosos, envuentos en una matriz fina, que compara con las coladas de solifluxiôn de la cos­ ta de Corwal y del Macizo Armoricano generadas por condicio nés periglaciares. En un amplio trabajo geolôgico y geomorfolôgico so bre el NW de la Peninsula Ibérica BIROT y SOLE SABARIS (1954) sitûan, aunque sin ningûn estudio de detalle, algu- nos fenômenos de indole frîa como periglaciares. En los al­ rededores de Ribadeo, al sur de Rinlo, mencionan una forma ciôn marina cubierta por elementos angulosos no estratifi- cados, ligados a procesos de solifluxiôn con motive de la ûltima fase glaciar (Wurm). La cronologîa dada por estos autores a las forma­ ciones marinas recubiertas por los materiales de solifluxiôn las sitûan en el Tirreniense. 13 En 1955 LLOPIS LLADO, en una nota sobre los depôs^ tos de la costa Cantâbrica entre los cabos Busto y Vidio (Asturias), analiza una serie de acumulaciones de origen frîo que recubren los sedimentos marinos de la "rasa" de este sector. BIROT y SOLE (1954) y lo mismo GUILCHER (1955) habîan interpretado depôsitos anâlogos de la plataforma de Luarca como sedimentos periglaciares originados por soli­ fluxiôn y depositados posteriormente a las arenas y cantos mirinos que recubre, lo que no hace dudar al autor sobre el origen igualmente periglaclar de estos fenômenos observados pîr él. LLOPIS considéra provisionalmente como Tirreniense Il edad de la rasa litoral de este sector y rissienses los miteriales de solifluxiôn que la recubren. A finales de 1950 se inicia una étapa donde son va- rlos los autores que dedican gran parte de su labor a trab^ jir sobre manifestaciones cuaternarias en Asturias o en 1rs inmediaciones de Galicia y Asturias: ASENSIO AMOR; HER­ NANDEZ PACHECO; MARTINEZ ALVAREZ; NONN. En los anos comprendidos entre 1959 y 1964 existe m a amplia labor conjunta de HERNANDEZ PACHECO y ASENSIO AMOR centrada fundamentalmente en el conocimiento y estu­ dio de los materiales sedimentarios sobre la rasa cantâbri^ ca en sectores de Galicia y Asturias; se investiga sobre el crigen de la misma, se estudian varies depôsitos detrîticos trabajados por el mar que descansan sobre la rasa y se des- 14 tacan los mecanismos glacioeustâticos que afectaron a esta zona de abrasion marina. MARTINEZ ALVAREZ en la étapa que va desde 1958 a 1965 comienza con un artîculo de los numerososconceptos in tegrados en el denominado "sistema periglaciar" y concreta una definiciôn para "pais frio" y para "zona periglaciar". De 1961 son los datos sobre depôsitos coluvionares de la zo­ na oriental y costera de Asturias, donde el autor distin­ gue coluviones en funciôn de la naturaleza litolôgica de los depôsitos: coluviones calizos, cuarciticos y pizarrosos. Se compléta este trabajo con el realizado por el mismo au­ tor en 1965 sobre formaciones periglaciares de la zona mon- tanosa del occidente de Asturias. De este mismo afio es una nota sobre la genesis del Karst astur con marcadas huellas de haberse originado en condiciones periglaciares. Por estos mismos anos, en Galicia NONN (1960-66); NONN y TRICART (1960) ASENSIO AMOR y NONN (1964), observan testimonies de un medio morfoclimâtico periglaciar que permi^ te considerar que este sector gal lego ha conocido durante el Wurm, un clima rudo con intensa acciôn del hielo, llegan do a alcanzar altitudes realmente bajas dado que en numero­ sos casos las manifestaciones fosilizan la rasa. Las publicaciones sobre el Cuaternario en los li­ mites de Galicia y Asturias que se van realizando en esta etapa de principio de 1960 van encaminadas fundamentalmente 1 5 al estudio de la rasa cantâbrica, pero junto a estas apare­ cen tambiên algunos trabajos sobre depôsitos fluviales en el occidente de la Peninsula. Entre los anos 1959 y 1964 exis- ten trabajos de ASENSIO AMOR y NONN donde se estudian depô sitos de terrazas del rîo Eo y las margenes de su ria que posteriormente se continûa con el estudio de terrazas y alu viones actuales de los rios Masma y Oro en la provincia de Lugo y los depôsitos de la ria de Navia (HERNANDEZ PACHECO y ASENSIO AMOR, 1964). Las redes hidrogrâficas de la regiôn de Asturias estân sin estudiar; por primera vez se ponen de relieve en este trabajo los procesos actuales de las cuen- cas de los rios Porcia y Saurôn, sus depôsitos cuaternarios, vertientes y glacis. Durante la década de los anos 70 continuan el es­ tudio sobre el Cuaternario de Asturias ASENSIO AMOR; ASEN­ SIO AMOR y GOMEZ MIRANDA; MARY GUY; MARY, MEDUS y DELIBRIAS; los trabajos de esta étapa siguen referidos principalmente al estudio de la rasa cantâbrica, los depôsitos marinos que aparecen en ella y las manifestaciones periglaciares que se observan en sus proximidades. ASENSIO AMOR en 1971, realiza una sîntesis de los procesos de tipo periglaciar existentes al NE de la provin­ cia de Lugo y NW de la provincia de Asturias, a una altitud prôxima al nivel de 1 mar; a las manifestaciones senaladas: solifluxiôn, grietas en forma de cuAa, escombros gravitate- 16 rios, roturas de cantos etc, anade sus observaciones perso- nales. Este mismo autor en 1974 en un trabajo titulado "Con tribuciôn al estudio de acciones periglaciares en el limite Galaico-Astur", aborda el analisis de diverses fenômenos de origen periglaciar, asi como de las modificaciones que han sufrido algunas acumulaciones periglaciares posteriormente; se trata de nuevas aportaciones al conocimiento de fenômenos periglaciares, iniciado ya con el estudio de algunas terra­ zas fluviales, donde se analizan problemas morfogenéticos de tipo periglaciar, a partir del estudio de fenômenos na- turales y modificaciones sufridas en los depôsitos sedimen­ tarios, donde se pone de relieve que la morfologia explica- da hasta ahora como erosiôn normal, se trata mâs bien de una asociaciôn de procesos morfogenêticos de carâcter cli- mâtico. De 1975 es el trabajo del mismo autor sobre la morfologia del frente costero en el limite Galaico Astur, proximidades de Ribadeo y Castropol; se dénota en la morfo logia de la costa y en relieves prôximos a ella, la acciôn paleoclimâtica de fenômenos propios de frîo intense, donde la gelifracciôn y la solifluxiôn conjuntamente han generado numerosos depôsitos detrîticos. MARY G, 1972, evidencia de nuevo manifestaciones de tipo frio en la costa asturiana, con motivo de una inves- tigaciôn morfolôgica sobre las antiguas lîneas de costa cua 17 ternarias en los alrededores de Luarca; fija su edad crono- logica en el Riss. Un ano antes présenta un breve trabajo sobre très niveles marinos fosiles situados a 7 m, 15 m y 35 m sobre la costa asturiana entre Ribadesella y Comillas que los refiere a los tres niveles delTirreniense. Este mismo autor, en trabajos posteriores, 1974- 1975, senala nuevos depôsitos al oeste del rîo Nalôn que identifica como "eboulis ordonnés" y que sitûa en el Wurm y "mâs exactamente tardiglaciar". MARY a lo largo de la costa asturiana reconoce tres niveles marinos; a 28-30 m; 12-15 m y 6-7 m (por debajo de la rasa) que se encuentran en distintos puntos de la costa asturiana MARY, 1968, 1971; MARY, MEDUS 6 DELIBRIAS, 1975, los mâs altos de los cuales se pueden relacionar con los in terglaciares Gunz-Mindel (Calabriense Medio) y Mindel-Riss (Siciliense Medio) y el de 7 m corresponderîa al intergla- ciar Riss-Würra. Como mâs adelante veremos, en el capitule dedica- do al estudio de los niveles de terrazas de las dos cuencas vertientes que aquî présentâmes, la del rîo Porcia y la del Suarôn, nosotros no estâmes de acuerdo con los niveles reco- nocidos por los autores citados ni con las edades que se les adjudican. 1 El trabajo que hoy présentâmes aquî, acompafiado de la correspondientc cartografîa, es una continuaciôn del es­ tudio geomorfolôgico de este sector occidental de Asturias iniciado ya por los autores que brevemente y muy de pasada hemos nombrado, pero junto a los que continuaremos a lo lar go de todos los capitules por ser ellos los pioneros que, con gran tesôn y con medios a veces muy rudimentarios, in_i ciaron el camino que hoy nosotros continuâmes y para el que albergamos la esperanza de que otros lo seguirân. O B J E T I V O S Y M E T O D O S D E T R A B A J O CAPITULO SECUNDO 20 2 .1 .-Objetivos propuestos El objetivo fundamental de la presente investiga- cion, es la geomorfologîa y sedimentologîa de la zona oc­ cidental de Asturias, con el fin de conocer la posible evo luciôn cuatèrnaria de este sector, a partir del estudio de los elementos confirmados en el laboratorio y estructuras interpretadas sobre el terreno. Los principales testigos cuaternarios estudiados para lograr este objetivo bâsico han sido: - el encajamiento de las redes hidrogrâficas del Porcia, Suarôn y desembocadura del rîo Navia, con sus co- rrespondientes niveles de acumulaciôn fluvial. - las formaciones de aluviones y coluviones. - los sistemas de glacis o vertientes en vîas de regu lariÉaciôn en los valles del Porcia y Suarôn. Su naturale­ za y las condiciones climâticas que influyeron en su gene­ sis. - el intense periglaciarismo y las frecuentes mani^ festaciones periglaciares que nos permiten levantar las fa- ses morfoclimâticas ocurridas durante el Cuaternario en e s ­ te sector del occidente de Asturias. - la formaciôn de una superficie de abrasiôn mari­ na o rasa, cuya genesis estâ relacionada con movimientos glaci-eustâticos, cuya edad es dîficil de precisar. 21 Sin embargo, este objetivo tiene que ser estricta- mente considerado, en funciôn de la metodologîa y de sus lî̂ mites. Asî una de las finalidades de este objetivo bâsico hubiera sido el precisar mâs la cronologîa, este cometido no ha sido posible dada la escasez de argumentes paleontolôgi- COS précisés para la elaboraciôn de la misma. 2.2.-Métodos de trabajo y técnicas utilizadas El mêtodo global de trabajo seguido en la présente investigaciôn, ha sido el mêtodo cientîfico; para elle he­ mos recorrido una serie de fases, que a su vez han exigido la utilizaciôn de sus propios métodos y técnicas especîfi- cas. Las técnicas empleadas han sido muy variadas. Cada una va orientada a la soluciôn de los diferentes problemas que se presentan a lo largo de la investigaciôn geomorfolô gica y su elecciôn se realiza, de acuerdo con el detalie que se desea alcanzar, tomando aquellas que, de una manera précisa, den respuestas mâs claras. Una vez que el objetivo fundamental de este traba­ jo ha quedado ya expuesto y que él es el principal centro de interés, el método general de estudio seguido en la pre^ sente investigaciôn se ha desarrollado en las siguientes fases; 22 - observaciôn de los hechos y realizaciôn de traba j os sobre el propio terreno - adquisiciôn de datos en sus dos vertientes . informaciôn bibliogrâfica y cartogrâfica . trabajos de laboratorio y estadîstico - elaboraciôn de posibles hipôtesis e interpreta- ciôn de los datos obtenidos - formulaciôn de las conclusiones y levantamiento de la cartografîa geomorfolôgica. 2.2.1.- Trabajos de campo La observaciôn directa sobre el terreno ha sido una de las tareas mâs laboriosas, de mayor dedicaciôn y mâs esfuerzo dadas las caracterîsticas de esta zona occiden­ tal asturiana, donde todavîa en muchos lugares son escasas las carreteras y se hace dîficil el acceso a muchos puntos. El relieve tan accidentado, la abondante vegetaciôn que cu- bre todo este sector y las frecuentes Iluvias contribuyen a que esta zona présenté especiales dificultades a la hora de recorrerla y observarsus peculiaridades geolôgicas y geo morfolôgicas. La fotografîa aérea instrumente de trabajo muy valioso para el geôlogo, no aporta tampoco en este ca­ se demasiada informaciôn para la localizaciôn de fenômenos que quedan la mayorîa de las veces oculto por la espesjf ve­ getaciôn, aunque en la medida de lo posible nos bemos servi^ do de ella. Por todo esto, ha sido la fase que hn requerido 23 mayor tiempo y dedicaciôn, Forman parte de los trabajos de campo las descrip- ciones, recogida de muestras, granulometrîa de cantos, etc. 2.2.2.-Adquisiciôn de datos: informaciôn bibliogrâfica y cartogrâfica. Se ha consultado la bibliografîa que aparece rese nada al final de esta investigaciôn, la cual ha sido de gran ayuda para el conocimiento e interpretaciôn del estudio geo­ morfolôgico. Junto a esta informaciôn bibliogrâfica, la car tografîa es un instrumente indispensable para el geôlogo. En este case hemos contado sôlo con los mapas topogrâficos que existen editados a diferentes escalas (1/25000; 1/50000; 1/100000). El mapa geolôgico correspondientc a esta zona ha aparecido publicado en octubre de 1981, casi ya al final de nuestra investigaciôn, por eso sôlo al termine de ella hemos podido utilizarlo. 2.2.3.-Trabajos de laboratorio A todas las muestras recogidas por nosotros en las diversas estaciones, se les han aplicado los métodos para el estudio de sedimentos (CAILLEUX et TRICART, 1963). Estos métodos en su mayor parte expérimentales y estadîsticos aplicados a los materiales detrîticos van hacia el estudio de la dinâmica, origen y evoluciôn de los sedimentos en re- laciôn con los procesos erosivos sufridos por ellos. Las fa­ ses seguidas han sido: 24 . selecciôn de los materiales detrîticos . anâlisis de estos elementos . establecimiento de formas de expresiôn comparables mediante valores que traduzcan las caracterîsticas de tamano (granulome- trîa] y de forma (desgaste, aplanamiento y disimetria) de los materiales . interpretaciôn de los fenômenos ocurridos - Técnicas utilizadas- a) Anâlisis granulométrico y litolôgico de la fracciôn gruesa (bloques y cantos) El ânalisis granulométrico de cada depôsito se ha efectuado sobre lotes de 200 elementos; la escala dimensio­ nal utilizada de 20 a mayor de 1000 mm; el valor estadîs­ tico fundamental de grosor se ha expresado por la mediana y el centilo. Considerando como bloques a los elementos que sobrepasan los 24 cm; cantos grandes los comprendidos en­ tre 12-24 cm, cantos médianes los de 6-12 cm; cantos peque- Aos los de 2-6 cm. De cada depôsito se ha construido, con los porcen tajes obtenidos el espectro granulométrico, al mismo tiem­ po que la reparticiôn litolôgica de los elementos en fun­ ciôn de sus dimensiones. 25 Las siglas para designar los elementos litolôgi- cos han sido C (cuarcitas), P (pizarras) , Q (cuarzos), A (areniscas), G (gabros), Ca (calizas). El analisis granulométrico y litolôgico como com- plemento y ayuda al estudio sobre el terreno, nos ha permi^ tido hacer deducciones en cuanto al tipo de transporte y medio sedimentario, direcciones de aportes y condiciones climâticas principalmente. b) Granulometrîa de la fracciôn fina (arenas) Para el anâlisis granulométrico de arenas hemos utilizado la serie de tamices para separar los clastos corn prendidos entre 2 mm y 0,06 mm. El diâmetro de las mallas utilizadas es; 2,0-1,5-1,0-^0,80-0,60-0,50-0,40-0,30-0,20- 0,16-0,12-0,08-0,06 mm; obteniendo por pesada el tanto por ciento de toda la muestra. La representaciôn utilizada ha sido la curva acu- mulativa de faciès semilogarîtmica, y los valores estadîs­ ticos a calcular fueron los cuartiles (Qg^, Q 7 5 , ^25’ ^90 ^ Q^q ). a partir de ellos se han elaborado los indices de cia sificaciôn de Trask (So), de asimetrîa de Krumbein (SK) y el indice de dispersiôn global (DG) . El desarrollo de las curvas acumulativas eviden- cia la acciôn del agente de transporte, ofreciendo en gene ral faciès con evoluciôn degradada o de transporte incomple to o bien facies muy evolucionadas de tipo logarîtmico (Riviere). 26 ■̂ ) Analisis morfométricos Se han calculado los indices de desgaste, aplanamien to y disimetria de cada depôsito por los métodos. utilizados por CAILLEUX et TRICART, (1963). De cada depôsito se han tornado 100 elementos de cuarcita de longitud mayor L=40-60 mm como material mâs abondante de la zona, solo en algûn depô sito se ha trabajado con cuarzos por no existir casi cuar­ citas. La representaciôn usada ha sido el histograma y se han calculado diferentes parâmetros morfométricos (medianas, y mâximos del histograma, etc). d) Carbometrîa de arenas Para registrar los contenidos de CaCOj en las muestras de arenas se ha utilizado el carbômetro propuesto por LOPEZ DE AZCONA y MINGARRO MARTIN (1967), encaminando a la determinaciôn del diôxido de carbono contenido en muestras de 100 miligramos; para provocar el desprendimien to de COg el reactivo empleado ha sido HCl diluido y en frîo, Posteriormente se han ha 11ado los porcentajes exis­ tentes de CaCOg de cada depôsito. El reparto de conchuela en la fracciôn arenosa al̂ canza solo a la ensenada de Navia, donde la proporciôn de CaCOg es muy baja y apenas estâ présente la fracciôn de caliza organôgena como material sedimentario de aporte marino. 27 e) Morfoscopîa En los granos de cuarzo se vieron los porcentajes de aspecto redondeado brillante y no desgastado, como téc- nica que compléta a las anteriores en cuanto al conocimien­ to de la génesis fluvial o marina de arenas. Esta técnica fue aplicada a las arenas de la desembocadura del rîo Na­ via . 2.2.4.-Elaboraciôn de hipôtesis e interpretaciôn de los datos obtenidos La realizaciôn de las observaciones en el campo y los experimentos realizados en el laboratorio sirvieron de argumentes a las diferentes hipôtesis en un principio for- muladas sobre: encajamiento de la red fluvial, su apari­ ciôn en el tiempo con respecte a la formaciôn de la rasa o plataforma de abrasiôn, la génesis y evoluciôn de los de­ pôsitos antiguos, las manifiestaciones morfoclimâticas, etc. El anâlisis crîtico y la interpretaciôn de los datos obtenidos llevaron a la elaboraciôn de las conclusiones que aparecen al final de este trabajo, las cuales quieren ser una pequena aportaciôn al mejor conocimiento de 1" geomorfologîa del frente asturiano, y que desde ahora que­ dan a posteriores investigaciones que sobre este terreno se vayan realizando. 28 2.2,5. -Cartografîa geomorfolôgica El mapa geomorfolôgico que abarca el total de la zona estudiada, ha sido realizado sobre una cartografîa a escala 1/50.000, por considerar que era de fâcil manejo para las dimensiones de la zona. En él se han reunido to­ das las grandes estructuras del relieve que ofrece esta rê giôn, asî como todas aquellas formas y acumulaciones mâs de detalle que han sido representadas con signos convencio- nales. La escala relativa, ha planteado el problema de la representaciôn de las pequenas unidades geomorfolôgi- cas, como es el caso de los depôsitos de vertientes, o de las acumulaciones fluviales de los rios Porcia y Suarôn. Los mapas de detalle han sido levantados tambiên sobre una cartografîa 1/50.000; de esta forma ha sido corn plementada la realizaciôn de los trabajos efectuados sobre el terreno y en el laboratorio, y representados los compo nentes morfolôgicos que aparecen en las conclusiones. A S P E C T O S G E O L O G I C O S CAPITULO TERCERO 30 3.1.-Situaciôn Geografica Son varios les autores que en les ûltimos anos han ido estudiando les eféctos de la orogénia hercînica en el NW de la Peninsula (RIEMER, 1965; MATTE, 1968; WALTER, 1968; CAPDEVILA, 1969; MARCOS, 1973; PEREZ ESTAUN, 1978; BASTIDA F y PULGAR J.A., 1978) ; junto a una cartografîa bastante detallada de estasinvestigaciones quedan todavîa dentro de esta vasta region zonas extensas cuyo estudio no ha sido abordado de un modo general, como es el caso de la geomor- fologia y depôsitos cuaternarios de la regiôn occidental de Asturias, objeto de este trabajo. Desde el punto de vista geogrâfico, la regiôn es tudiada comprende la parte occidental de Asturias que se desarrolla desde la desembocadura del rîo Navia y hacîa el Geste (Navia, La Caridad, Tapia de Casariego, Barres) has- ta finalizar en Vegadeo, con un recorrido en lînea de aire de 25,700 kilometres con desarrollo costero real de 34,200 kilometres. Hacia el interior, la plataforma costera es susti tuida por una regiôn montanosa de relieves medios, que al- canzan su mâxima altura en el pico de la Bobia (1202 m) en cuya vertiente nor occidental nace el rîo Porcîa en un fon do de saco que con fuertes pendientes discurre hasta su desembocadura en la ensenada del Porcîa, y el alto de Pe­ nas Grallas (1101 m.) en cuya ladera occidental nace el 31 rio Suarôn en un circo periglaciar, a manera de anfiteatro; el recorrido alcanza aproximadamente 30 kilômetros y la altura mayor corresponde al pico de la Bobia, encontrandose en Leirios a una altura de 800 m la divisoria de aguas entre la cuenca vejr tiente del Porcîa y la correspondiente al rîo Suarôn, que son las dos arterias fluviales mâs importantes de la zona estudia- da por nosotros. Mâs hacia el occidente entre Sela de Fabal y Guiar se encuentra la divisoria de aguas entre el Monjardîn y el rîo Ouria, afluente del Eo (Fig. 1). 3.2. Rasgos topogrâficos Los relieves de la Cordillera Cantâbrica en esta zona no son de gran altura; aparecen en la margen izquierda del Suarôn picos como el Agudelo (463m) con niveles que van siendo superiores en altitud hacia el sur, llegandose a alturas de 693 m. en el borde SVV de la zona estudiada -Bedures- y alcan- zando vertices de 1101 m. en el pico de Pefias Grallas. Lo mismo podemos decir de la cuenca vertiente del Porcîa , cuyo descenso hacîa el mar se hace rapidamente por una graderia montanosa a travês de la cual se abre paso el rîo excavando estrechos y profundos meandros hastra atra- vesar la plataforma costera donde se encuentra la ensenada del Porcîa limitada entre las puntas de Atalaya y la de Fanfoliz con boca de 1.500 m. y sacd de 800 m . , en cuyo M A R t a p ia DE [CASARIEGO VEGADEO S t ic C t ¥ e n t » r c r c Z A N T A B R t c O CARIDAO’ LOCALIZACION DE LA ZONA ESTUDIADA fi g 1 33 fondo desemboca el rîo Porcîa. Los relieves que atraviesa el Porcîa son siniilares a los del Suarôn, alcanzando al­ turas de 503 m. en el pico de Trambolledo y 644 m. en Selas de Monteavaro ambos en la margen derecha del Porcîa; asî como 645 m. en Pena Coba -vertice de la sierra de BraBa Jual- y 641 m.en Castelo, pertenecientes estos ûltimos a la margen izquierda, culminando en el pico de La Bobia (1202 m.), en cuya vertiente noroccidental nace el rîo Por cîa. Asl pues, encontramos en esta zona très elementos geogrâficos y morfolôgicos perfectamente definidos, de nor^ te a sur: - la Costa - la plataforma litoral o rasa cantâbrica, situada al pie de la montana, testimonio de antiguos niveles marines - la zona montanosa meridional, cuya altura mâxima alcanza los 1.200 m. Las vertientes, tanto del Porcîa como del Suarôn, son de perfiles irregulares y presentan relieves convexo- côncavos que corresponden a niveles de glacis. 3.3.-Componentes Litolôgicos El paisaje litolôgico de esta zona occidental turiana sç caracteriza por la existencia de un paleozoico inferior bien desarrollado, petrograficamente muy monôto- 34 no -cuarcitas, pizarras,areniscas y escasa presencia de calizas- con un metamorfismo regional, cuyo grado aumenta segûn nos acercamos a la margen oriental del macizo galai^ CO. La zona Asturoccidental ocupa una posicion inter­ media entre la zona Cantâbrica, la mâs externa, sin esquis tosidad ni metamorfismo apreciables y el sector de Galicia, mas interne, con un plutonismo importante y con areas ex­ tensas de rocas metamorficas de alto grado. Los sedimentos Mesozoicos faltan por complete en la zona estudiada por nosotros y es muy escasa la extensiôn que en Asturias occidental debe ser Miocena; de modo que los rios, los valles y los depôsitos cuaternarios se han encajado fundamentalmente sobre un basamento paleozoico. De acuerdo con la divisiôn en dominies que se ha realizado para la zona Asturoccidental-leonesa (.MARCOS, 1973) , este trabajo se sitûa dentro del dominie del Navia occidental y de la parte oriental del manto de Mondonedo. Como apuntabamos al inicio de este capitule el objetivo de este trabajo es el estudio de la geomorfologîa de esta zona y el estudio de los depôsitos cuaternarios que en ella aparecen, todo elle guarda gran relaciôn con la historia geolôgica y evoluciôn del basamento sobre el que se instala el Cuaternario que va a influir en la litologîa y en los rasgos geomorfolôgicos del mismo. 35 3.4. Climatologla Por lo que respecta a la climatologîa esta zona estâ caracterizada por un clima que varia de Maritime templado en el sector norte a Patagoniano Hûmedo al sur donde el clima se va haciendo mâs fresco y hûmedo (Mapa de cultives y aprovecha mientos, Hoja de Vegadeo). Segûn los dates ofrecidos por el Ministerio de Agri- cultura (1975) los limites de las oscilaciones de sus variables climâticas serian los siguientes para los termines municipa­ les de: Vegadeo y San Tirso de Àbres complete y parcialmente los de Castropol, Tapia, El Franco, Taramundi, Villanueva de Oscos, San Martin de Oscos, Illano y Boal. Variable climâtica Valor medio Temperatura media anual ....................... . 10-14-C Temperatura media mes mâs frie ................. 4;5-8;52c Temperatura media mes mâs calido ............... 16-20-C Duraciôn media del perîodo de heladas (segûn criterio de L. Emberger) ........ ....... 2-8 roeses ETP media anual 67 5-800 mm Précipitation media anual ....................... 1000-1500 mm Deficit medio anual .............................. 75- 150 mm Duraciôn media del perîodo seco ................. 2 meses Precipitaciôn de inv4erno ..................... 29 37% Precipitaciôn de primavera .................. 26% Precipitaciôn de otono .... .................. 29% 36 Para los termines municipales de Castropol, Tapia, El Franco, Barreiros, Ribadeo, en las zonas mâs prôximas a la parte litoral cantâbrica, las variables climâticas son las siguientes: Variable climâtica Valor medio Precipitaciôn media anual ............... 13,8-C Temperatura media mes mâs frîo ......... 8,5-C Temperatura media mes mâs calido ..... 19,7-C Duraciôn media del perîodo de heladas . 2-3 meses ETP media anual ....................... 803 mm Precipitaciôn media anual 1000 mm Déficit medio anual 163 mm Duraciôn media del perîodo seco ............. 2-3 meses Precipitaciôn de invierno ........ 30% Precipitaciôn de primavera ............ 27% Precipitaciôn de otono ........ 30% Segûn los valores que figuran en el cuadro y aten- diendo a la ecologîa de los cultivos (PAPADAKIS) estos valo­ res definen un invierno tipo "Citrus” y un vernao tipo "tri- go mâs calido" para la zona norte y un invierno tipo "avena fresco" y verano "trigo fresco" para la zona sur. Estos climas se caracterizan por veranos frescos e inviernos relativamente suaves. Puesto que el clima es hûme- 37 do, los suelos con fertilidad razonable proporcionan abuhdan- tes pastes durante una buena epoca del afio. Las condlciones son tambiên muy buenas para los bosques. Asî pues, segûn este clima los usos del suelo mâs apropiados son pastizales, bosques y cultivos criôfilos (tri­ go, patata, guisantes, manzano, tréboles...). a) Precipitaciones Una de las peculiaridades mâs notables de este sector del occidente de Asturias, es su carâcter hûmedo y el desarro­ llo pluvial que se sucede a lo largo de todo el aflo sin apre- ciable variabilidad interanual, salvo en los meses de verano, donde se acusa una disminuciôn de las precipitaciones; los de mâs meses del ano presentan casi la misma frecuencia, alcan­ zando el mâximo de precipitaciones durante los meses de Sep- tiembre y Noviembre. Estas precipitaciones varian tambiên no- tablemente en la costa, donde en elsector comprendido entre la desembocadura de los rios Eo y Navia existen precipitaciones por debajo de los 1000 mm anuales (MATEO GONZALEZ, 1956) y al1î donde actûa la influencia montahosa, la precipitaciôn se eleva, alcanzado hasta los 1.500 mm anuales, en el litoral del Sector Oriental de Asturias. El promedio general de precipitaciôn anual recogido entre los anos 1924-1958 (ASENSIO AMOR, 1962) es de 987,1 mm lo que hace considerar a esta zona como "Iluviosa" y muy prô xima al limite denominado de "muy Iluviosa" . 38 En general, el balance entre la precipitaciôn media de la zona y las necesidades potenciales de agua de la végéta ciôn permite définir un clima hûmedo donde el agua de lavado représenta un 54% de la ETP anual a un 140%. - Precipitaciones en forma sôlida Es notable la escasez anual de dîas con nieve en to- da la regiôn del occidente de Asturias. Los mayores valores se sitûan en aquellos lugares de situaciôn altimétrica mayor: el Pico de la Bobia ^1101 m) y Peftas Grallas (1200m) donde las nevadas alcanzan mayor intensidad y duraciôn, registrândo- se durante los meses de Diciembre a Febrero. Estas precipita­ ciones de nieve relativamente frecuentes en los relieves del interior, son mu)v escasas en cuanto a frecuencia y duraciôn, en la rasa cantâbricai -1,1 dla al ano- correspondiendo igual- mente a los meses de Diciembre-Febrero. b) Vientos Las direcciones de los vientos mâs frecuentes corre^ ponden al primero y ttercer cuadrante, siendo este ûltimo el dominante. Son notables los vientos de rumbo W y NW. El res­ te de las direcciones acusan un dominio muy pequeno, especial- mente el procedente del E y SE. El predominio del viento SW, se manifiesta claramen- te; en el transcurso de las estaciones anuales SW y NE acu­ san una frecuencia contraria; el primero disininuye su periodi- cidad hacia la primavera y verano, ascendiendo nuevamente en 39 el otono, para alcanzar su mâxima en invierno, mientras que la frecuencia mayor, del NE se présenta durante los meses de junio, julio y agosto disminuyendo extraordinarlamente en octubre, noviembre y diciembre. Analogamente aumenta la fre­ cuencia en las estaciones de mayor temperatura de los vientos de rumbo W y NW. Los perîodos de calma son relativamente reducidos; aumentan al llegar la primavera y verano, alcanzando el mâ­ ximo en julio, para descender de nuevo en otono e invierno. la fuerza del viento no es nada extraordinaria, es decir, no se trata de vientos de gran violencia. El SW, es el que alcanza con mâs frecuencia la fuerza IV (équivalente a unos 12-15 m por segundo), particularmente en los meses de enero, marzo, noviembre y diciembre. El viento NE, se mantie- ne entre flojo y moderado, y en muy escasas ocasiones alcan­ za la categorîa de fuerte. El grado de "temporal" unicamente lo posee el rumbo SW y en muy raras ocasiones. Sin embargo las obervaciones encuanto a velocidad y fuerza de los vientos nos llevan a considerar la presencia de microclimas en el conjunto climâtico general. En otono e invierno suelen producirse temporales de vendaval con vientos violentes del SW. Cuando el SW sopla en verano despeja la atmôsfera, proporcionando gran nitidez al ambiente. Es viento caliente y en muchas ocasiones, dentro de la estaciôn estival, suele précéder y acompanar a la galer- na, fenômeno meteorolôgico tîpico del Cantâbrico. 40 La galernaes tempestad de verano; su ârea no suele ser muy extensa. Por lo general se présenta localizada y casi siempre prôxima a la costa, pero se traslada de W a E. c) Niebla Las nieblas hûmedas, que en muchas ocasiones llegan a la saturaciôn total del.ambiente, son muy frecuentes en es­ ta zona y se mantienen tenazmente sobre la rasa costera al impedirles la penetraciôn hacia el sur los relieves montafio- sos que cinen a la comarca por su limite meridional. Cuando durante las nieblas el ambiente se satura, se produce el "or- bayo" de asturias. d) Presiôn La presiôn media anual de la atmôsfera es de 761 mm; no obstante la media mensual mantiene valores comprendidos entre 755 mm y 655 mm, propio de sistemas ciclônicos caracte- rizados por la variabilidad del tierapo. Las presiones mâximas y mînimas absolutas se registran con mâs intensidad en los meses mâs frios del ano. e) Temperatures Ante la ausencia de observatories, caracterizaremos las situaciones têrmicas de manera muy aproximada, solo podrâ establecerse en el litoral a partir del ûnico observatorio -Castropol- cuya situaciôn altimétrica (27 m) es muy diferen- te de la registrada en los relieves del interior. 41 Segûn estos datos generates la temperatura media anual es de 13-, 54 y las temperaturas médias mensuales de 10-, con una duraciôn aproximada del invierno de primeros de Diciembre a finales de Febrero, con valores inferiores a 10-, pero per- maneciendo las temperaturas mînimas diarias por encima de los 0-, siendo la estaciôn invernal corta y nada rigurosa. El ve­ rano de junio a septiembre, con temperaturas médias que osci- lan entre los 17- y 19- con mâximas que no rebasan los 22-. La evoluciôn anual de las temperaturas se puede con­ siderar como normal; de modo lento las temperaturas van expe- riraentando a partir de febrero débiles aumentos que alcanzarân su mâximo en julio agosto, produciendose el descenso en el oto- fio de, modo poco notable con oscilaciones têrmicas relativamen-' te pequenas. - Las heladas Son muy escasas en esta zona sobre todo en el sector de la rasa cantâbrica, siendo algo mâs acusadas hacia el in­ terior y en las zonas mâs elevadas. Posiblemente es este un fenômeno que va extendiendose y haciendose mâs frecuente; sin embargo la intensidad de las heladas, en los relieves del interior, solo puede ser considerada de manera muy aproximada, dada la ausencia total de informaciôn a este respecte por no existir ningun Servicio Metereolôgico. f) Caracteristicas biogeogrâficas Factores fisicos, climâticos y edâficos estân intima- mente relacionados con la actual vegetaciôn su aspecto y su 42 distribue iôn. El factor climâtico, con altas precipitaciones y tem­ peraturas suaves a lo largo de todo el ano, condiciona las ca- racterîsticas de la vegetaciôn y la evoluciôn de los suelos. La vegetaciôn, en este sector del occidente de Astu­ rias, se encuentra ampliamente desarrollada. Debido a las con- diciones de precipitaciones frecuentes y temperaturas suaves, se origina un ambiente hûmedo que favorece el desarrollo de una gran cubierta vegetal que se extiende por toda la zona, hacien do a veces dificil elacceso a punto determinados. g) Edafologîa La generalidad de los horizontes superficiales de los suelos presentan texturas francas y francolimosas, apreciando- se tambiên francoarenosas en la parte occidental costera. El pH bastante uniforme suele oscilar entre cinco y seis para la parte correspondiente a la rasa cantâbrica y litoral y 4,5 y 6,5 mâs hacia el interior. En general los suelos estân for- mados por tierras pardas y podsôlicas. h) Vegetaciôn La superficie ârbolada con distintas especies de coni- feras y especies forestales ocupa el 50% del total; le sigue en importancia el matorral hacia el interior y las tierras de labor en la superficie correspondiente a la rasa y zona litoral; ocupando el tanto por ciento mâs bajo los prados y cultivos. 43 - superficie arbolada- Se distinguer! dos tipos de formaciones forestales: unas formadas por especies de crecimiento râpido, aloctonas por lo general, situadas en zonas de media montana y costeras; otras autôctonas, de menor crecimiento que se localizan en las zonas mâs altas. Destacan las masas puras de pino pinaster y la mez- cla de pino pinaster y eucalipto, tambiên estân representadas en masas puras o mezcladas el P. radiata, P. sylvestris, Quercus pedunculata, Castanea sativa, Betula alba, Alnus glu- tinosa, Corylus avellana, llex aquifolium y otras especies que, situandose en las mârgenes de arroyos y rios, constitu- yen las llamadas formaciones de ribera. El pino pinaster junto con el eucalipto constituye la masa arbolada mâs importante; el pino radiata supone apro­ ximadamente el 4% de la superficie arbolada, suelen situar- se a partir de los 200 metros sobre el nivel medio del ma r , don­ de el pino pinaster da peores rendimientos; la superficie ar­ bolada con pino sylvestris se localiza por encima de los 600 metros. Las masas puras de eucalipto son masas regulares de la especie de E. globulus. La superficie arbolada con roble como masas puras ocupan una pequena superficie en Taramundi, Vegadeo, Boal. La mezcla de roble (Quercus pedunculata) y abedul (Betula alba) 44 son formaciones forestales autôctonas, irregulares, propias de montana, otras superficies arboladLas con mezcla son: pino pinaster y pino radiata; pino pinaster y pino sylvestris; pi­ no pinaster y eucalipto; pino radiata y eucalipto; pino pinas­ ter y acacia; pino insigne y acacia, normalmente estas mez- clas se realizan por bosquetes que participan de las carac- terlsticas médias de las masas puras de las especies correspon- dientes. - frutales - Son poco frecuentes, aparecen algunos aislados, so­ bre todo manzanos, junto a los caserios, proximo a Figueras existen cultivos de avellanos y limoneros. Existen tambiên escasas plantaciones de melocotôn. - tierras de labor - La superficie de cultivos se distribuye entre el maiz, trigo, patata, praderas sembradas y otros cultivos...los mayo­ res rendimientos se obtienen en los terrenos de pendientes mâs suaves, situados en la zona costera. - prados naturales - Componen los prados principalmente las siguientes es­ pecies: entre las gramineas, Holcus lanatus, Lolium multiflo- rum, Agrostis sp, Festuca sp, Dactylis glomerata, Poa sp, y entre las leguminosas. Trifolium repens y pratense y Lotus sp. 45 La "sebe" especie de seto vivo, ligado a la pradera la componen en general, zarzas, robles, castanos, alisos y abe- dules. Las praderas estân caracterizadas por la presencia de arbolado frecuentemente de las especies prôximas o por invasiôn de la sebe - Prados y cultivos- Comprenden los terrenos de labor y los prados naturales por encontrarse ambos muy entremezclados. En el litoral predo minan los cultivos sobre las praderas disminuyendo los culti­ vos hacia el interior donde las pendientes son mas fuertes (50-60% de cultivos). Las especies de praderas son las ya men cionadas y los cultivos principales son maiz vallico, trigo, patata y nabos. Ultimamente se observa tendencia a transformar terrenos de labor a praderas naturales mediante la implantaciôn temporal de praderas artificiales. - matorral - Son superficies de vegetaciôn lefiosa, entre el mato­ rral es frecuente tambiên el arbolado. Las especies mâs frecuentes entre el matorral son: brezos (Erica sp), Tojo (Ulex europeus) y helechos (Pteridium aquilinum), las especies arboreas son pinos, robles y abedules. I) Ganaderia Junto con la agricultura es esencial desde el punto de vista comercial la ganaderia, que se compone fundamentalmente de vacuno y cerdo. Consideraciones finales Como resumen de todo lo expuesto anteriormente, se con- 46 sidera el clima de esta zona de tipo oceânico, sin grandes osci^ laciones de temperatura: inviernos no rigurosos, de frîo modéra do, primaveras y otonos frescos, estios nada calurosos y relatif vamente cortos. El reparto de las precipitaciones en la zona se reali­ ze de una manera bastante regular, interviniendo en esta locali- zaciôn fundamentalmente el factor altitud, aunque no puede pre- cisarse mâs por carecer de observatories instalados en el interior. Los mayores valores para los dîas de nieve, se situan en los puntos que alcanzan las cotas mâs altas, siendo muy esca SOS sobre el sector de la rasa cantâbrica. Todos estos rasgos climâticos condicionan la actual ve­ getaciôn que Cubre toda esta zona cuyo factor fundamental es el climâtico y el edâfico, por tratarse de una zona de todavîa e^ casa acciôn antrôpica, aunque no nula, sobre todo en lo que se refiere a la tala de ârboles. Las condiciones edâficas de la regiôn vienen determina- das en parte por la topografîa y la litologîa y sobre todo por las condiciones climâticas que se aprecian sobre el relieve. Se trata en general de suelos pardos, cuyo edafoclima denuncia condiciones de hûmedad que se manifiesta en su riqueza en elemen tos quîmicos. La abondante vegetaciôn en este sector del occidente de Asturias es el factor fundamental por el que los procesos ero »sivos presentan una atenuada acciôn. 47 3.5.- Estratigrafîa: el paleozoico inferior en el occidente de Asturias La zona occidental asturiana estâ constituida prin­ cipalmente por materiales paleozoicos que en su conjunto fue ron deformados principalmente en el transcurso do la oro- génesis hercînica, dado que enella no se manifesté la oro- génesis caledoniana. La zona Asturoccidental-leonesa, es un nivel es - tructural mâs profundo que el de la zona cantâbrica. ALBERTO MARCOS, 1973 diferencia en esta zona astur-leonesa très dominios; estos serîan: - Dominio del Navia y alto Sil - Dominio del alto del Mondonedo - Dominio de la sierra del Caurel-Truchas De acuerdo con esta subdivisiôn, la zona estudiada por nosotros ocupa la parte norte y occidental del Dominio del Navia y alto Sil y una pequena parte Nororiental del Do­ minio del Manto de Mondofiedo -unidad del Eo- En la zona que estudiamos, desde el punto de vista estratigrâfico por lo que se refiere al paleozoico, distin- guimos: el© Câmbrico-Ordovicico, una pequena representaciôn del Silurico y un escaso afloramiento Estefaniense. 48 Los materiales que aparecen, de acuerdo con la clasificacion que han hecho autores que han estudiado el paleozoico en esta zona occidental de Espana (ALBERTO MAR COS, 1973; BASTIDA, F. y PULGAR, J.A., 1978), pertenecen a las siguientes formaciones: - Formacion Vegadeo (Câmbrico inferior-medio?) - Serie de los Cabos (Câmbrico medio-Ordovicico inferior) - Formacion Luarca (Ordovicico medio) - Formacion Agueira (Ordovicico medio y superior) - Formaciôn de la Garganta (Silurico) 3.5.1.-La caliza de Vegadeo (Câmbrico inferior) El término caliza de Vegadeo fue propuesto por BARROIS (1877, 1882) que denomina asî a un nivel carbona- tado sobre el que pudo localizar la "fauna 1^ " en las inmediaciones de Vegadeo. La caliza de Vegadeo aflora en el flanco W del antiforme del Narcea; en la regiôn de Ouria, en el nûcleo del anticlinal de San Martin; mâs hacîa el oeste, en el do minio del Manto de Mondonedo y dentro de la regiôn estu­ diada, afloran pequenos espesores de calizas cortadas por fracturas al oeste de la playa de Penarronda, y tambiên en las margenes de la ria del Eo (ensenada La Linera). 49 Se trata de calizas y dolomias muy recristalizadas por acciôn del metamorfismo. .La edad de estas calizas se ha establecido corres pondiente a.la parte alta del Câmbrico inferior por los ya- cimientos fosiliferos que se situan por debajo y por enci­ ma de estas calizas. 3.5.2.-Serie de los cabos (Câmbrico medio-Ordovicico in­ ferior) . Por encima de la Caliza de Vegadeo aparece una S£ rie que desde LOTZFi (1958) se denomina Serie de los Cabos. En esta formaciôn WALTER (1966, 1968) y MARCOS y PEREZ-ESTARIN (in Litt.) han distinguido, de abajo a arriba, los siguientes miembros: - pjLzarras con trilobites - capas de Bres - capas de Taramundi - capas inferiores del Eo - capas superiores del Eo se trata de un nivel que comienza con pizarras verdes y mar gas con algunos niveles de areniscas seguido de cuarcitas blancas con interca lac iones de pizarras, dentro de este nî vel se han citado yacimientos de trilobites que han permi^ tido asignarle una edad correspondiente al Câmbrico medio; sigue una sucesiôn -capas de Bres- de varios metros de es 50 pesor formada por areniscas y cuarcitas de tonos grises- verdosos, entre las que se intercalan pizarras con creste- rias de cuarcitas. Un miembro medio formado por una alter- nancia de areniscas amarillas y pizarras grises, con algu nos tramos finamente laminados. Y un miembro superior con^ tituido esencialmente por cuarcitas blancas. El espesor deducido por FABER § JARITZ (1964) en el corte de la costa a la altura del Cabo Busto es de unos 6000 m. y se aproxima a los valores obtenidos por MARCOS (1973) en el extreme oriental y occidental del Dominio del Navia. Dentro de la zona estudiada, la Serie de los Ca­ bos ocupa una gran extension tanto en el Dominio del Navia como en la Unidad del Eo. En el dominio del Navia la se­ rie aflora parcialmente en el flanco occidental del anti­ clinal de la Caridad y solamente los tres primeros miem­ bros aparecen representados. Mas hacîa el occidente, en la unidad de Mondofiedo, la serie de los Cabos, se extiende entre el granitoide de Salave y Ribadeo. La edad de la Serie los Cabos viene dada por las faunas de trilobites localizadas principalmente en los al- rededores de Vegadeo cerca de la base y que corresponden al Câmbrico medio (BARROIS, 1882; LOTZE, 1961; MELENDEZ y ASENSIO AMOR, 1964; FARBER y JARITZ,, 1964) poster iormente 51 SDZUY (1968) data de esta misma êpoca nuevos yacimientos £o siliferos que representan los diferentes subpisos. Al margen de estos yacimientos de trilobites, siem pre proximos a la base de la serie, el contenido paleonto- lôgico del reste de la sucesiôn es escaso. La primera re- ferencia hecha es de FARBER (1958) de "cruziana semiplicata" en el occidente de Asturias, la cita en niveles altos de la Serie de los Cabos en el corte Cadavedo-Cabo Busto. Sin embargo la primera referencia précisa a C. semiplicata se debe a SEILACHER (1969) quien la cita en Portiella, cerca de Soto de Luina; este hallazgo constituye la primera evi- dencia cierta de la presencia de Câmbrico Superior en el occidente de Asturias. La existencia de especies clara- mente Ordovicicas de "Cruziana" en los niveles superiores de la formaciôn, hace que no quede detallado con precisiôn el limite Câmbrico superior-Ordovicico que se situarîa en algûn lugar indeterminado entre las partes àltas del miembro inferior y el medio. 3.5.3.-Pizarras de Luarca (Ordovicico medio) Cerca de Luarca, PRADO (1857), habîa localizado la enfonces denominada "fauna 2-" correspondiente al ac­ tual Ordovicico medio. BARROIS (1882) designô con el nom­ bre de Pizarras de Luarca a estas pizarras negras lustro- sas, masivas, con nodulos arcillosos, con algûn hierro oo- litico y en las que se reconoce la presencia de piritas. 52 Dentro de la région estudiada por nosotros, las pizarras de Luarca tienen su especial representaciôn en los alrededores de Navia. Esta formaciôn de pizarras de Luarca se aprecia de modo especial en el flanco este y oeste del anticlinal de San Martin, donde puede observarse un buen corte sobre el acantilado de la costa en Ortiguera (flanco este) y en ca­ la de Barqueira (flanco oeste). En ambas localidades, el paso de la Serie de los Cabos a Pizarras de Luarca se rea- liza de modo graduai, siendo tambiên graduai el paso al nivel superior -formaciôn Agüeira-. Mâs hacîa el oeste-Uni- dad del Eo- desaparecen totalmente las pizarras de Luarca o su espesor llega a ser muy reducido. MARCOS (1970) senala la presencia de Graptolites Ordovîcicos dentro de las Pizarras de Luarca para el Domi­ nio occidental, en la regiôn de los Oscos, y posteriormen­ te este mismo autor en el anticlinal de San Martin senala la presencia de cuatro yacimientos de Graptolites del géne- ro Didymograptus (MARCOS, 1973). La presencia de graptolites ordovîcicos en el Eo fue citada ya en 1915 por HERNANDEZ SAMPELAYO y corroborada posteriormente por WALTER (1965, 1966, 1968). Con estos datos la formaciôn podrîa ser refe- rida al Ordovicico medio. Fue LLOPIS (1961) el primero en situar un yacimiento de Trilobites (Calymene tristani. Brong) cerca de Doiras, en las pizarras de Luarca del oc­ cidente de Asturias; hasta enfonces PRADO (1857) y BARROIS 53 (1882) habîan citado yacimientos escasos y poco caracte- rîsticos; HERNANDEZ SAMPELAYO (1924) da cuenta del halla^ go de Calymene en las inmediaciones de Doiras, pero es LLOPIS el primero en situar geogrâfica y geolôgicamente un yacimiento en las Pizarras de Luarca del occidente de Astu rias. La presencia de Calymene tristani BRONG., princi­ palmente, y de Graptolites ordovîcicos (Didymograptus sta- bilis y D . murchisoni ..) permiten reportar al Llanvirn la base de las pizarras de Luarca en el Dominio del Navia occidental y en la Unidad del Eo (WALTER, 1968; MARCOS, 1973; JULIVERT f, TRUYOLS, 1974). 3.5.4.-Formaciôn Agueira (Ordovicico medio-superior) Por encima de las pizarras de Luarca aparecen en el occidente de Asturias una serie de niveles detriticos senalados por diversos autores y atribuidos por compara- ciôn conotras regiones al Ordovicico superior (LLOPIS LLA DO 1961-1964; FARBER 9 JARITZ, 1964; VALDES LEAL, 1965). Esta formaciôn se encuentra constituida por are­ niscas y pizarras con algün nivel de cuarcitas localizado cerca de la base. Las pizarras de esta formaciôn son negras y si - milares a las pizarras de Luarca. Las areniscas pueden ser consideradas como grauvacas de abondante matriz arcillosa. 54 Las cuarcitas son blancas y aparecen en bancos delgados en la base de la formacion. Esta secuencia pelitico-arenosa aparece especial- mente representada, en la zona estudiada por nosotros, en el flanco oeste del anticlinal de San Martin, en las inme- diaciones del Porcia. Los espesores encontrados aqui a 1- canzan unos 3000 m. de potencia en la costa (MARCOS, 1973) y estan truncados probablemente por superficies de erosion. En 1970 JARTIZ y WALTER sefialan el caracter tur- biditico de esta formaciôn; también MARCOS (1970, 1973) senala y describe con detalle las caracterîsticas de es­ ta secuencia que indican un depôsito por corrientes de tu£ bidez. Eue HERNANDEZ SAMPELAYO ( 1942) el primero en cî tar un yacimiento conteniendo Braquipodos "orthis" y otros, que atribuye al Caradoc superior, Posteriormente por en- cima de las Pizarras de Luarca aparecen mas niveles con Orthis que parecen apuntar claramente al Ordovîcico supe­ rior. MARCOS (1970) cita otros yacimientos con varios ni- veles ricos en Braquiopodos que segûn HAVLICEK pueden ser asignados al Caradoc, pudiendo algûn nivel basai situarse aûn en el Llandeilô:. Una edad Ordovicico *ledio-Superior puede estimarse para estos depôsitos por comparacion con otras regiones (MARCOS y PEREZ-ESTAUN, 1974; FEREZ-ESTAUN, 1975). 55 3 . 5 . 5 . Formacion de la Garganta (Silurico inferior) Los afloramientos de materiales Silûricos, en la zona estudiada por nosotros, tienen su representacion ex- clusivamente en las capas de la Garganta. Se trata de una sucesiôn de ampelitas y pizarras negras con cloritoide, con algûn banco aislado de cuarcitas y niveles de nodulos arcillosos. La edad de esta serie en el occidente de Astu­ rias fue referidad por HERNANDEZ SAMPELAYO (1916) que ci­ ta la presencia de Monograptus en la regiôn de los Oscos. Posteriormente MARCOS F, PHILIPPOT, 1972 localizan otros muchos yacimientos de graptolites que han permitido esta- blecer con bastante precision" su edad que abarca desde el Llandovery medio- superior al Wenlock superior. 3.5.6.-El Estefaniense En la Punta de La Rubia aflora una masa de bre- chas y conglomerados descritos por BARROIS (1882) que los atribuyô -no s in ciertas dudas- a la base de las "areniscas de Cabo Busto" (Ordovicico inferior). Posteriormente HERNANDEZ SAMRELAYO (1913) en un estudio de la costa de la provincia de Lugo, vuelve a tratar de los depôsitos de brechas y conglomerados de la Punta de la La Rubia y les atribuye una edad Pleistocene y un origen glaciar, posiblemente al confundir este depôsito 56 con otro cuaternario marino situado por encima de este y del que se encuentra totalmente independiente. En 1916, ADARO y MAGRO, haciendo menciôn a lo indicado por los autores anteriores, deducen que esta mancha de brechas y conglomerados no da origen a un ver- dadero horizonte. HERNANDEZ PACHECO y ASENSIO AMOR (1965), en un detallado estudio de los afloramientos de la Punta de la Rubia hacen notar la discordancia existante entre la for­ maciôn detrîtica de este paraje y la potente masa de piza­ rras Câmbricas subyacentes, que permite datar como posther- cînico a este conjunto y citan restes de plantas fôsiles en los materiales pizarrosos que sitûa sin lugar a duda este afloramiento como perteneciente al Carbonifero supe­ rior - Estefaniense- y la significaciôn de sus masas como un verdadero horizonte de base; describen el depôsito como muy irregular motivado por un proceso erosivo muy inten­ se, en fase inmediatamente postorogênica formado por bre­ chas y conglomerados muy poco rodados, con intercalacio- nes de grawackas, pizarras y areniscas y masas arcillosas, conteniendo los niveles pizarrosos restes de flora fô- sil, coincidiendo asî con FABER Q JARITZ (1964) que ci­ tan en los niveles de pizarras ampelîticas de la zona del penon (W de la playa de Pefiarronda) restes fôsiles de 57 flora atribuidos por ellos al Estefaniense B-C. De 1966 es el trabajo de ALVAREZ RAMIS sobre a flora fôsil Estefaniense de la Punta de la Rubia, dondt se efectûa la clasificaciôn de varias especies y de nuevo se atribuyen estos sedimentos, sin lugar a dudas, como cor es- pondientes al Estefaniense B-C. 3.5.7.-Conclusiones Desde el punto de vista paleogeogrâfico, puedm diferenciarse en el sector del Eo al Navia del occiden:e de Asturias dos périodes: a) el Cambro-Odovîcico, y b) el depôsito del Silûrico ambos periodos deben ser asimilados a los ciclos Caledonia no y Hercinico respectivamente (JULIVERT, 1971b, JIILI/BRT, MARCOS y TRUYOLS, 1972). La sedimentaciôn se inicia durante cl Câmbric: in ferior con depôsitos detrîticos gruesos: areniscas y algu- nos conglomerados -Formaciôn Candana-, mas politicos bref a el oeste; y un horizonte grueso de calizas y dolomias Ca liza de Vegadeo-. Se trata de una sedimentaciôn pertemcien te al Câmbrico inferior en aguas poco profondes (ZAMARIERO f, JULIVERT, 1967 ; ZAMARRENO, 1972). 58 La sedimentaciôn continûa en aguas poco profundas durante el Câmbrico medio-superior y Ordovîcico inferior, con una sucesiôn de areniscas y cuarcitas con intercalacio- nes de pizarras -Serie de los Cabos-. En el Câmbrico medio comienza en el occidente de Asturias una subsidencia activa con un notable acûmulo de sedimentos. A partir del Ordovîcico medio, constituido por pi­ zarras negras-Pizarras de Luarca-cambian las condiciones de sedimentaciôn y continûa la subsidencia y el acûmulo de sed^ mentos. La existencia de depôsitos con facies turbidîticas -Formaciôn Agùeira por encima de esta formaciôn hace pensar en un aumento de profundidad a partir de la Serie de los Ca bos. La formaciôn Agüeira constituida por pizarras y grau- vacas alcanza sus mâximos espesores en la zona occidental del Navia. Un gran incremento de la subsidencia en el occi­ dente de Asturias, conducirîa a la diferenciaciôn de un sur- co que a partir del Ordovîcico medio comienza a ser rellena do por sedimentos con faciès turbidîticas-Formaciôn Agüeira- Con el Silûrico se inicia un nuevo ciclo sedimen- tario que ofrece caracterîsticas diferentes y que no es fâ- cil de reconstruit. Segûn esto, las series del Câmbrico y Ordovîcico (JULIVERT, MARCOS y TRUYOLS, 1972) son consideradas como se­ ries depositadas en una cuenca dotada de subsidencia activa en el occidente de Asturias, que formaron parte del ciclo geosinclinal caledoniano. Este ciclo se iniciarîa en una 59 etapa preorogénica que posteriormente evolucionarîa, sir que esta evoluciôn llegara propiamente a una orgênesis, ya eue no se constituye una cordillera de plegamiento, pues dejando al margen el Précâmbrico, en el NW de la Peninsula no se ha reconocido ninguna deformaciÔn importante anterior a las Ea­ ses de plegamiento hercînicas. 3.6.- Tectonica. Deformaciones hercînicas Al referirno a la tectonica de la zona occidental de Asturias, senalamos los trabajos realizados por MATTl (1963, 1964a, 1967a, 1968b, 1969) ; VALDES LEAL (1965). WALTER(1968); MARCOS (1971a 1971b, 1973, 1978); PEREZ ESTAUN (1978) y BASTIDA y PULGAR (1978). MATTE (1968b) establece en el NW de Espafia la existencia de dos deformaciones hercînicas principales: una primera fase que se manifiesta dando lugar a la formacitn de pliegues vergentes al este o NE de metamorfismo regimal intense; y una segunda fase, que se desarrollarîa solo en zonas mâs internas, de pliegues de piano axial subvertical. Segûn MATTE esta segunda fase no se manifestarla de mode al- guno en la zona occidental de Asturias. MARCOS (1971a) extiende la segunda fase hercînica de MATTE a la zona occidental asturiana, que se manifestarla originando pliegues vergentes al W. Posteriormente MARCCS (1971b) pone de manifiesto la existencia de una nueva fase hercînica entre las Cases 1 y 2 de MATTE, esta nueva fase origina la.formaciôn de cabalgamientos dirigidos hacia el E. 60 Segûn esto y atendiendo a las fases de deformaciôn senaladas por MARCOS, la estructura de la zona occidental de Asturias es el resultado de las siguientes deformaciones hercînicas: Fase 1).- Las estructuras originales de esta pri­ mera fase se encuentran muy deformadas por las fases poste riores a ella; da lugar a pliegues de traza axial N-S, ver gentes al E. Estas estructuras van perdiendo importancia de W a E hasta desaparecer en las zonas mâs externas (zona cantâbrica). Fase 2),- Origina cabalgamientos de trazados N-S y dirigidos hacîa las zonas externas, asociados con los cuales se desarrollan pliegues menores. Fase 3).- Da lugar a pliegues N-S, subverticales o vergentes hacîa las zonas internas. Con posterioridad a estas très fases principales de deformaciôn se originan aun otras estructuras menos marcadas: a) pliegues laxos o flexiones E-W; b) fracturas y diaclasas; c) fracturas longitudinales; todas ellas pue den ser consideradas como post hercînicas. 3.6.1.-Unidades estructurales Dos grandes unidades se encuentran en la zona oc­ cidental de Asturias en el sector que estudiamos: 61 La unidad del Navia y la unidad del Eo, ambas sê paradas por una zona de cabalgamiento. - Unidad del Eo La mayor parte de los pliegues que se localizzn en esta unidad pertenecen a la primera fase hercînica de ce- formaciôn. En materiales compétentes (Serie de los Cabes) estos pliegues muestran una geometrîa diferente de la eue se encuentra en materiales dûctiles (ampelitas siluricss, p.e). En cualquier caso se trata de pliegues vergentes al E . acompaftados por una esquistosidad de flujo paralela a sus pianos axiales. Asî desde Piantôn a Balmonte, por delante de] sinclinal de Villaodrid, se situa una gran estructura an- tiformal constituida casi en su totalidad por materiales de la Serie de los Cabos (pizarras y areniscas, con un ho­ rizonte culminante de cuarcitas)-Câmbrico medio-superior y Ordovicico inferior-: solamente en algunos nûcleos anti- clinales llegan a aflorar las calizas de Vegadeo. Esta es tructura fue considerada en principle, como un anticlinal simple (WALTER, 1968); no obstante los datos actuales nue^ tran que se trata en realidad de una estructura mâs couple ja de pliegues de primera fase en materiales de la Serie de los Cabos (MARCOS, 1973). 62 Hacia el este, la unidad del Eo se encuentra limi^ tada por una serie de cabalgamientos que dan lugar a su su perposiciôn sobre la unidad del Navia (MARCOS, 1973). Es­ tos cabalgamientos se habrîan originado en el transcurso de la segunda fase y en la actualidad se encuentran plegadps y verticalizados por efecto de la superposiciôn de los pliegues de tercera fase. Los efectos de la tercera fase hercînica son en ge neral poco apreciables a escala de afloramiento, ya que da lugar principalmente a pliegues de amplio radio de curva- tura. La presencia de pliegues y esquistosidad de tercera fase es mâs frecuente sin embargo, en materiales esquistosos. - Unidad del Navia Se extiende entre la unidad del Eo y el antiforme del Narcea. Constituye en general un amplio sinclinorio ocupado principalmente por materiales pertenecientes al Ordovicico medio y superior, dentro del cual se diferencian varios nûcleos anticlinales estrechos y alargados de mate­ riales correspondientes a la Serie de los Cabos. La amplia franja de la Serie de los Cabos que se sitûa en el flanco oriental de esta unidad, constituye el flanco W del anti­ forme del Narcea. Los grandes anticlinales gue se diferencian en es ta unidad muestran caracterîsticas semejantes. Se trata de 63 pliegues de traza axial aproximadamente N-S (alguno de ellos como el de La Caridad se prosigue a lo largo de nâs de 80 km). Se trata siempre de pliegues vergentes al E. Tada su geometrîa todos estos pliegues son interpretados cono un resultado de la superposiciôn de estructuras de prinera y tercera fase. Separando estos nûcleos anticlinales (San Martin, Doiras, Fuentes Cabadas y Villayôn) se situan varios sin- clinales bien definidos, formados en relaciôn con la ter ce ra fase hercînica y ocupados en la actualidad por la f«r- maciôn Agüeira (grauvacas y pelitas con facies turbiditi- cas; cerca de la base aparecen localmente niveles delgidos de cuarcitas). La traza axial de estos pliegues se maniie- ne prâcticamente paralela a la de los anteriormente des­ critos; sin embargo a diferencia de ellos son pligues le piano axial vertical o subvertical y relativamente laxos. Entre las unidades del Eo y Navia se sitûan inpor tantes cabalgamientos que conducen a la superposiciôn le aquélla sobre êsta. Dentro de la unidad del Navia se p>e- den diferenciar ademâs otros cabalgamientos con caracterîs ticas semejantes. Dentro de la Unidad del Navia, en la zona esta- diada por nosotros,-se localize en Porcia-Salave , un im­ portante afloramiento de rocas plutônicas, que corta lis 64 estructuras originadas durante las très fases hercînicas. 3.6.2.-Primera fase de deformaciôn Todos los grandes pliegues de esta primera fase se encuentran muy modificados por la superposiciôn de los pliegues correspondientes a la tercera fase hercînica. Se trata de pliegues estrechos y alargados de traza axial aproximadamente N-S. Pliegues vergentes al E. que pasan de W a E de pliegues isoclinales a pliegues asimêtricos. 3.6.3.-Segunda fase de deformaciôn En el transcurso de esta segunda fase se originan grandes estructuras del tipo de cabalgamientos, y estruc­ turas menores, pliegues y esquistosidad. RIBEIRO, 1970; MARCOS, 1973; PEREZ-ESTAUN, 1975. Estos pliegues deforman la esquistosidad primaria y son a su vez cortados por la esquistosidad de la fase très. MARCCS (1973) seflala como caracterîsticas généra­ les de los grandes cabalgamientos en el occidente de Astu­ rias las siguientes: 1) Las superficies de cabalgamiento se mantienen prôximas a la vertical o se inclinan ligeramente al W; esta disposiciôn es debida en su mayor parte a la superpo­ siciôn de los pliegues de la tercera fase hercînica. 65 2) En su gran trazado las superficies de cabalga­ miento se mantienen paralelas o subparalelas a las superfi­ cies de estratificaciôn y a las estructuras de primera fa se en los compartimientos cabalgantes y cabalgado, no obs­ tante, en varias localidades, (Escama de Sta. Eulalia de los Oscos, etc), pliegues de primera fase se encuentran coir tados por estos cabalgamientos. 3) En muchas localidades se produce la superposi­ ciôn de materiales modernes sobre otros relativamente mâs antiguos. Este hecho aparcntemente contradictorio, puede ser explicado en presencia de pliegues anteriores a los ca­ balgamientos (BILLINGS, 1933). 4) Las marcadas diferencias que existen entre la sucesiôn estatigrâfica de los materiales cabalgantes y ca- balgados permite suponer grandes desplazamientos a lo largo de muchos de estos cabalgamientos (por e j . los cabalga­ mientos que separan las unidades del Eo y Navia, que ponen en contacte dominios paleogeogrâficos muy diferentes). 5) En la mayor parte de los casos estos cabal­ gamientos aparecen como cizallamientos, sin ningua rela­ ciôn con los materiales que los lîmitan. Solamente en las diversas superficies que forman el cabalgamiento basai del manto de Mondofiedo, parece haber jugado un cierto papel la diferencia litolôgiea representada por la presencia del ni- 66 vel carbonatado de Vegadeo. 6) Cuando los materiales que se sitûan en el com­ part imiento cabalgante o cabalgado son suficientemente plâs ticos (pizarras de Luarca, ampelitas silûricas) se encuen­ tran estructuras menores (pliegues y esquistosidades) aso- ciadas al cabalgamiento. Asî MARCOS, 1973 y PERZ-ESTAUN, 1978, senalan du­ rante esta segunda fase de deformaciôn estructuras menores taies como pliegues con charnelas curvas y esquistosidades; también en esta segunda fase BASTIDA y PULGAR, 1978 sena­ lan la existencia de zonas de cizalla en la transiciôn fra gil-dûctil en zonas mâs superficiales; lo que significa que las zonas de cizalla dûctiles-zonas profundas- evolucio narîan, al disminuir la profundidad, a cabalgamientos, con caracterîsticas de comportamiento en la citada transiciôn frâgil-dûctil. 3.6.4.-Tercera fase de deformaciôn Esta tercera fase que senala ^lARCCS, 1973 es equi_ valente a la "fase 2" de MATTE, 1968b. La tercera fase es en efecto la principal respon­ sable de la mayor parte de las grandes estructuras que se deducen de la obse.rvaciôn de la cartografîa actual. Durante la tercera fase se originan pliegues de diverse orden de dimensiones, de amplitud kilométrica a micropliegues. Estos pliegues tienen pianos axiales verti- 67 cales con vergencias hacîa el interior de la cordillera, es por tanto una fase "rétro". En el ârea ocupada por el manto de Mondofledo los pliegues de fase très son muy laxos y se manifiestan como grandes flexiones. En el occidente de Asturias, los plie­ gues correspondientes a esta fase son de un orden menor de dimensiones, pero aûn de magnitud kilométrica. Los plie­ gues de la fase tercera poseen un radio de curvatura muy grande. En la unidad del Navia, se diferencian principal­ mente varios pliegues sinformales de tercera fase, cuyo nûcleo esta formado por la formaciôn Agüeira (sinclinales de Vilar de la Cuifia, Ibias, Puerto de Vega, etc), todos es­ tos sinformes flanquean a los grandes pliegues de primera fase. Estos pliegues en general son suaves, de gran longi- tud de onda, con pianos axiales subverticales o ligeramen­ te inclinados hacîa el SE. Los pliegues de tercera fase deforman a las es­ tructuras anteriores y son los responsables de su disposi­ ciôn actual donde se originan figuras de interferencia del tipo 3 de RAMSAY (BASTIDA y PULGAR, 1978). 3.6.5.-Deformaciones tardias Después del desarrollo de la tercera fase hercîni ca, la estructura geolôgica del occidente de Asturias se 68 encuentra ya prâcticamente constituida. Las estructuras que se originan posteriormente corresponden a un estilo marca- damente frâgil y muchas de ellas no tienen importancia (MARCOS, 197 3). Dentro de las mâs importantes se pueden considérât: - pliegues laxos de traza axial E-W - diaclasas y fallas radiales - fracturas longitudinales - décrochements NE-SW Paralelamente a las diaclasas sistemâticas antes mencionadas, se desarrollan fallas verticales (transversa­ les a las estructuras) alguna de las cuales llegân a ad- quirir bastante importancia. Su formaciôn podrîa relacionar se con la de las diaclasas. Fallas longitudinales. Menos frecuentes que las anteriores, existen fallas aproximadamente N-S y paralelas por tanto a las estructuras hercînicas. Para especialistas en tectônica como MARCCS, PEREZ ESTAUNj BASTIDA y PULGAR, después del desarrollo de las très fases principales, la estructura de la cordillera her cînica queda ya practicamente establecida y con posterio- ridad a la tercera fase solamente tienen lugar deformacio­ nes tardîas de estilo marcadamente frâgil que no modifi- can de modo sustancial la arquitectura del conjunto (MAR­ COS, 1978). Ante esta afirmaciôn résulta difîcil dar otra 69 opinion diferente, sin embargo al hacer el estudio geomor folôgico del sector que nos ocupa en el occidente de As­ turias, nos encontramos que la red fluvial por nosotros es­ tudiada podrîa admitir una tectonica en el Cuaternario ya que el encajamiento tan pronunciado de la red fluvial es difîcil atribuirlo solamente a procesos de erosion y epi- genia. 3.6.6.-Edad de las deformaciones hercînicas Una mayor precisiôn sobre el limite superior de edad de la deformaciôn puede deducirse con base a los gra­ nites. Los granitos de Boal y Ancares fueron clasificados por CAPDEVILLA 6 FLOOR (1970) dentro del grupo G-3 y el granito de Salave dentro del grupo G-4. Los G-3 serîan posteriores al paroxismo del metamorfismo y a la segunda fase hercînica (segûn MARCOS tercera fase) y los G-4 pos­ teriores a ellos. La edad atribuida a los granitos del grupo al que estos pertenecen (G-3) es de unos 500M.A (CAPDEVILLA G FLOOR, 1970) , determinada con base a la edad de los gra­ nitos de Forgoselo. Con esto podrîa admitirse que en el occidente de Asturias las très fases principales son ante­ riores a un Westfaliense alto. 70 Segûn esto, MARCOS, 1973 considéra que la edad de la primera fase podrîa ser bretônica o sudética muy pre coz; y las fases segunda y tercera deben ser intrawestfa- lienses; la primera de ellas corresponderla probablemente a un Westfaliense bajo (B?) y la fase tercera puede ser atribuida con mayor precisiôn al limite Westfaliense C-D. 3.6.7.-Conclusiones Teniendo en cuenta los datos aportados por MAR­ COS (1973); BASTIDA y PULGAR (1978); PEREZ-ESTAUN (1978), admitiremos la siguiente evoluciôn tectônica para la zo­ na occidental asturiana. Discordante bajo el paleozoico se encuentra una sucesiôn precâmbrica no metamôrfica que mâs tarde serâ afectada por el metamorfismo y las deformaciones hercîni­ cas. Sobre este precâmbrico se situa una sucesiôn espesa y continua de sedimentos (hasta mâs de 10.000 m en algunos lugares) correspondientes al paleozoico inferior (Câmbrâ^ co, Ordovîcico, Silûrico), se trata principalmente de formaciones arenosas y peliticas muy monotonas. En general, la proporciôn de niveles compétentes (cuarcitas) es mayor hacia el E, mientras que hacîael W, la sucesiôn se hace mâs pelîtica y homogénea, disminuyendo por tanto el con­ traste litolôgico y aumentando la ductilidad frente a la deformaciôn. 71 En esta regiôn no se ha conservado sedimentos mâs modernos que el Silurico (dejando aparté los depôsitos Car^ boniferos -estefanienses-claramente postectônicos) y es nê cesario alcanzar la zona vecina mâs externa (zona Cantâbri^ ca) para encontrar una sucesiôn compléta de todo el Paleo­ zoico . El conjunto de todos estos materiales fue afecta do por una deformaciôn polifâsica acompafiada de metamorfi^ mo regional en el transcurso de la orogênesis hercînica. La primera fase de deformaciôn es la fase hercî­ nica mayor. Las estructuras mayores originadas en esta fa­ se son pliegues cilindricos, apretados, siempre vergentes al E , de ej e N-S y estilo similar, cuya geometrîa varia de W a E de pliegues isoclinales acostados a pliegues muy asimêtricos dotados de flancos alternativamente largos y cortos; la esquistosidad que los acompaha, se mantiene siem pre prôxima a la horizontal. Esta primera fase va acompaftada de un metamorfis­ mo regional que practicamente en todo el occidente de As­ turias es epizonal. Su edad puede considerarse bretônica. En el transcurso de la segunda fase se originan grandes cabalgamientos, que cortan los grandes pliegues preexistentes de primera fase y comportan estructuras meno­ res asociadas. 72 Esta segunda fase es en esta zona posterior al pa roxismo del metamorfismo. Su edad es probablemente intrawest faliense. La tercera fase représenta un cambio complete de estilo; se manifiesta por grandes ondulaciones asimêtricas, relativamente suaves; se forman pliegues de diverse orden de dimensiones y es la responsable de la mayor parte de las grandes estructuras que actualmente se diferencian en la cartografîa. Estos pliegues presentan vergencias "retro" o poseen piano axial vertical. Todas las estructuras de pri­ mera y segunda fase son deformadas en el transcurso de es­ ta tercera fase. Su superposiciôn con los pliegues de la primera fase da lugar a figuras de interferencia del tipo 3 de RAMSAY. La edad de la tercera fase apunta hacîa el limite Westfaliense C-D. Después del desarrollo de estas très fases princi­ pales, la estructura de la cordillera hercînica se encuen­ tra practicamente establecida. Con posterioridad a esta tercera fase solamente existen deformaciones tardîas (dia­ clasas, fallas o flexiones de amplio radio de curvatura) que no modifican la arquitectura del conjunto. También po£ terior a esta tercera fase tiene lugar el emplazamiento de algunos plutones granîticos. -V.:\ F O R M A S P E R I G L A C I A R E S E N L A Z O N A O C C I D E N T A L D E A S T U R I A S CAPITULO CUARTO 74 4.1.-Introduccion El concepto de "periglaciarismo" como zona de condi^ clones climaticas entre pais frîo y templado, donde la mor- fologîa no esta relacionada en modo alguno con la accion de los glaciares, adquiere en los ûltimos afios una consisten- cia cada vez mayor. A la hora de interpretar los sedimentos cuaternarios, se hace imprescindible la aplicacion del concepto de "peri-’ glaciarismo", donde se abarca e incluye todo lo referente al modelado de la "zona periglaciar" -zona, que sirve de pa so a la zona templado , donde la media diaria présenta osci^ laciones de 3 y 4°C por encima de los 0°C y la media anual sigue manteniendo la tônica del pais frîo (MARTINEZ ALVAREZ 1958)-. El "periglaciarismo" por tanto, estudia la acciôn morfolôgica o modeladora del agua, dentro de unas condi­ ciones climaticas que le permiten actuar en sus estados s6- lido y liquide alternativamente. Las oscilaciones rîtmicas de temperatura condicio- nan la accion erosiva de la zona periglaciar. Durante las epocas de elevacion de la temperatura por encima de los 0°C. Se produce el fenômeno de deshielo; las rocas que constituyen el substrate quedan empapadas por el agua pro- cedente de este. El descenso de la temperatura condiciona el fenômeno contrario; el agua que empapaba la roca pasa al es - tado sôlido lo que lleva consigo un aumento de volumen. Es- 75 te aumento de volumen produce una acciôn mecânica intensa capaz de modificar la primitiva cohesiôn de los materiales del substrato. Los cambios de temperatura en la "zona periglaciar", tiene un rîtmo impuesto por la alternancia estacional; la acciôn erosiva serâ de la misma manera rîtmica. Esto const^ tuye la tônica de los fenômenos periglaciares. El grado de erosiôn depende del grade de imbibiciôn de los materiales del substrato por el agua. La imbibiciôn estâ en directa relaciôn con la naturaleza de los materiales- su grado de porosidad- y con las diseontinuidades tectôni- cas: fallas y diaclasas. Por estas discontinuidades diver­ ses circula el agua del deshielo empapando la roca. El fenô meno del hielo y deshielo efectuarâ su acciôn erosiva sobre los materiales de este tipo; la roca se partirâ en fragmen­ tes de tamaho diverse, que dependerân de la duraciôn del ciclo hielo-deshielo, de su intensidad y de su rîtmo a lo largo del aflo. Este efecto mecânico producido por el agua que se congela en las grietas y fisuras de las rocas compac­ tas recibe el nombre de gelivaciôn. Como consecuencia de elle se producen derrubios de gelivaciôn de carâcter angu- loso, producto de una macrogelivaciôn, junto a la cual tie­ ne lugar una microgelivaciôn, separandose los granos miné­ rales que constituyen las rocas cristalinas. El resultado es que la roca aflorantè puede llegar a ser triturada hasta consti^ 76 tuir un manto de alteraciôn de textura fina. La profundidad del suelo afectado por el fenômeno del deshielo, présenta valores variables que guardan intima relaciôn con la duraciôn de las condiciones climaticas que provocan el fenômeno; las condiciones que producen el fenô­ meno del deshielo tienen menos duraciôn y suelen correspon­ der a périodes de tiempo cortos de la estaciôn estival. Son mâs frecuentes aquellos suelos donde los périodes de dura­ ciôn de los fenômenos hielo-deshielo son desiguales; en es­ te caso observaremos dos zonas en profundidad, una externa pastosa (Mollisol) que se hiela y deshiela estacionalmente y otra inferior permanentemente helada (pergelisol o perma­ frost) . En el seno de este ûltimo, el hielo puede concen- trarse localmente, dando lugar a segregaciones internas en forma de cuna vertical que posteriormente puede quedar rellena de material detrîtico, o lentejones horizontales. La existencia de hielo en el permafrost y los sucesivos episodios de helada y deshielo del raollisuelo determinan varios tipos de fenômenos, que reciben el nombre generico de crioturbaciôn. Con relaciôn al tipo de sedimentos periglaciares MARTINEZ ALVAREZ (1958), désigna como cluviones a los ma­ teriales originados en virtud de un proceso de erosiôn "in situ" y cuando a la acciôn erosiva "in situ" tenemos que anadir, para la explicaciôn de la apariciôn de ciertos 77 sedimentos, la acciôn de un transporte, mas o menos amplio de los materiales, entonces estos reciben la denominaciôn de coluviones. Teniendo en cuenta las condiciones del proceso erosivo periglaciar, désigna a los eluviones y co­ luviones de los paîses frîos con el nombre de crio-eluvio­ nes y crio-coluviones respectivamente. Segûn esta terminologîa tan particular, el tipo de sedimentos de la zona occidental-astur es el de crio- eluviones y crio-coluviones, donde a la acciôn gravitacio nal de los materiales, se une el transporte realizado por fenômenos .de solifluxiôn debido a un deslizamiento condicio nado por la plasticidad del suelo. Una forma periglaciar es la "grazes-1itêe" o mate­ riales detrîticos ordenados, estos presentan estrat ificaciôn a lo largo de todo su desarrollo; estratificaciôn que se ma nifiesta por la disposiciôn de una capa de material es grue SOS alternando con otros mâs finos. En 1958 MARTINEZ ALVAREZ denomina coladas o crio- coladas a los materiales de criocoluviones en cuyo trans­ porte interviene la acciôn de la soli fluxiôn y cuya morfo- logîa externa présenta el aspecto de una colada. Se dan en zonas de menor pendiente, y los materiales aparecen de- sordenados existiendo solo la distribuciôn gravitacional de los mismos. 78 Como mâs adelante veremos, nosotros hemos encontra do en el estudio de la zona occidental asturiana, en la vertiente del Suarôn, zona de Penas Crallas, coladas de ma­ teriales, a las que désignâmes como coladas gel ifluidales por no tratarse solamente de un proceso gravitacional si- no fundamentalmente de un desplazamiento sobre suelo hela- d o . Del mismo modo aparecen en la zona del occidente de Asturias, frecuentes depôsitos de materiales ordenados del tipo "grézes litées” . 4.2.-El periglaciarismo de la zona occidental de Asturias Dentro del marco geogrâfico de la zona occidental asturiana se observan un conjunto de acciones periglaciares, con fenômenos de gelivaciôn, solifluxiôn, materiales detrî­ ticos ordenados, coladas gel ifluidales y crioturbaciones. La presencia de manifestaciones periglaciares en la zona galaico-astur ha sido ya anteriormente tratada por autores que han estudiado algunas de estas formaciones. Con respecto al glaciarismo de la regiôn asturia­ na tenemos los trabajos de HERNANDEZ PACHECO (1914), OBERMAIER (1914), STICKEL (1930), NUSSBAUM-CYGAX (1952) y LLOPIS (1953) de todos ellos se puede obtener una conclusiôn conjunta, referida a la presencia de una serie de formas y depôsitos glaciares situados por encima de los 1000 m. No obstante, son escasas las citas que hacen relaciôn a la 79 existencia de depositos periglaciares en Asturias. Los primeros trabajos sobre depôsitos periglacinres en la zona del occidente astur se deben aGUILCHER (1955), y LLOPIS (1955). LLOPIS LLADO (1955) estudia algunos depôsitos er el sector cantâbrico comprendido entre los cabos Busto y Vidio, considerando que se formaron por solifluxiôn y atii- - buidos al ûltimo perîodo glaciar Wurm; estos depôsitos darî^ ticos periglaciares descansan sobre otros claramente mari­ nes. El autor considéra de posible edad tirreniense la su- perficieosobre la que se encuentran. En 1955 GUILCHER compara un depôsito de vertiente situado en la Bahîa de la Franca con las coladas -de soliflu xiôn de la costa de Corwal y del Macizo Armoricano genera- das por condiciones periglaciares. Todos estos datos son destacados en la regiôn costera de Asturias, en la zona non tafiosa no se conoce en esta época referenda alguna rela- cionada con fenômenos periglaciares. En notas publicadas en 1959 y 1961 por MARTINEZ ALVAREZ se destaca la notable importancia que los depôsi­ tos de origen periglaciar tienen en la zona montanosa de Asturias, resaltando la gran representaciôn que tienen la; formaciones debidas a la acciôn erosiva sistemâtica del frio. Se exâminan diverses zonas de montana, que présentai 80 huellas claras de una acciôn periglaciar. En algunos lugares de las Asturias Orientales (Puertos de S. Isidro, Vegarada y Tarna), los depositos periglaciares fosilizan una topogra- fia glaciar. Entre los tipo de depositos localizados el autor realiza una personal sistematizaciôn:crioeluviones poligonaloides, criocanchales estratificados (eboulis ordonnés)y crioeluviones. La nota del mismo autor en el ano 1965 compléta la vision dada anteriormente sobre la importancia que las manifestaciones periglaciares de vertiente ban alcanzado en la zona montafiosa del occidente de Asturias. Sobre las diferentes litologîas de la zona se senalan las peculiari- dades de los criocoluviones de cada uno de los parajes analizados. Al describir los criocanchales estratificados el autor distingue en cuanto a su edad la existencia de dos subtipos, uno notablemente alterado y mas antiguo y el otro mucho mâs reciente, sin que todas estas manifestacio - nés sean integradas en un esbozo cronolôgico de la zona. ASENSIO AMOR en 1970 trata de los rasgos morfolô- gicos générales que ofrece el litoral de la zona galaico- astur e indica que el sector comprendido por los parajes prôximos a la costa cantdbrica, sin llegar a ser zona de heleros permanentes, se puede considerar la existencia de neveros estacionales que motivan un ambiente donde se produ cen fenômenos crionivales. En 1971 senala que la morfologîa 81 del relieve en el occidente asturiano y parte oriental de Galicia, interpretada hasta aproximadamente esas fechas un^ camente por erosion normal, era mâs bien debida a un con- junto de procesos morfogenéticos sencillos y multiples de carâcter climâtico y en los que las manifestaciones peri­ glaciares eran base fundamental de la morfogenësis. Este mismo autor, en 1974 insistiô en el anâlisis de problemas morfogenéticos de carâcter periglaciar, sobre depôsitos sedimentarios localizados en amplias vallonadas de pequenos arroyos y cuyos materiales ban sufrido la fragmentaciôn crioclâstica, o dicho de otro modo, el fenô- meno de gelifracciôn; como consideraciones finales se incluia la de que el pais estuvo sometido a fuertes acciones peri­ glaciares, particularmente durante las fases frîas de la glaciaciôn mâs reciente (Wurm) con fenômenos de gelivaciôn y solifluxiôn que motivaron cierta modificaciôn en el tra- zado de la morfologîa litoral. De 1980 es el trabajo realizado por ASENSIO AMOR y GOMEZ MIRANDA sobre: "acumulaciones detrîticas perigla­ ciares del occidente Asturiano", presentado en Lisboa en el II Colôquio Ibêrico de Geografia (Octubre 1980) donde se dan a conocer formas y acumulaciones de materiales or- denados, relacionados con procesos nivales y crionivales y muy particularmente con las modificaciones producidas en el ciclo hielo-deshielo; se trata de fenômenos de soliflu- 82 xiôn sobre suelo helado superficiaimente o bien aguas de arrollada difusa procedentes de la fusion de la nieve; son mécanismes que ban actuado tanto en el espacio como en el tiempo, de una manera relativamente suave e ininterrumpida a travês de sensibles cambios climâticos. Los materiales detrîticos ordenados, tanto del tî po "grèzes litées" como "gioizes", son derrubios crioclâs- ticos de pendientes, constituidos por gravas o cantos dis- puestos en lecbos. El mayor o menor grosor de los materia­ les estâ condicionado a influencias climâticas de mayor tem peratura y como consecuencia, maxima rapidez en la fusiôn j nival. Estos becbos ban motivado la existencia de glacis de erosion y de tipo mixto; del mismo modo los fenômenos frîos ban generado valles disimétricos segûn las distintas exposiciones de las vertientes. De 1972 a 1974 son los trabajos pub 1icados por MARY en los alrededores de Luarca y en la rasa cantâbrica al Geste del rîo Nalon, donde de nuevo se evidencian manifes­ taciones de tipo frio en la costa asturiana y se senalan numerosos depôsitos, que fosilizan el fondo de los arroyos. Se identifican como "eboulis ordonnés" las acumulaciones caracterizadas por una alternancia de capas con materiales gruesos y de lecbos con elementos finos, asî como por la disposiciôn plana de los lecbos con respecto a la vertiente. 83 La litologîa de estos "eboulis" viene representada por are- niscas, cuarcitas y esquistos. En general, estas acumulaciones estân ligadas a un episodib frio periglaciar y relativamente ârido. Su edad den tro del Cuaternario queda situada en el Wurm y "mâs exac- tamente tardiglaciar". A modo de breve resumen podemos comentar que las distintas manifestaciones senaladas como frîas o periglacia res en él sector Noroccidental de la Peninsula se remontan como mâximo a una edad rissiense. No obstante, en su mayor parte, los testigos climâticos frîos pertenecen al ûltimo perîodo glaciar de centro-europa (Würm). Otro hecho a senalar es el limite altitudinal tan extraordinariamente bajo que el sistema periglaciar ha al­ canzado en este amplio dominio peninsular. Efectivamente, en las inmediaciones de la costa y sobre la rasa cantâbri­ ca de Asturias y Galicia se ban ubicado numerosos testigos del Wurm y en menor proporciôn del Riss, cuya presencia de - nuncia condiciones frîas extremadaraente rigurosas con sue- los mâs o menos permanentemente belados (cunas de hielo, crioturbaciones, etc). Aquî hemos de senalar que en la zo­ na correspond!ente a la rasa cantâbrica que nosotros hemos estudiado, têrmino de Navia a Vegadeo, hemos observado efectos periglaciares a altitudes muy escasas. 84 El sector del interior, y en altitudes moderadas, la ubicacion de los fenômenos periglaciares, en Asturias y Galicia, ha sido hasta ahora menos estudiado y ha sido cali^ ficado de menos frecuente y con facies geneticas menos rigu rosas que en el litoral. Por el contrario los depôsitos sena lados aquî por nosotros pertenecen en su mayorîa a este sec tor donde son frecuentes los depositos encontrados y presen tan caracterîsticas tipicamente periglaciares. El depôsito de "Crezes litées" localizado por nosotros a menor alti- tud es el de Sueiro-Sacadoiras, sobre la vertiente occiden­ tal del pico Redondo (274 m.). NONN ha interpretado para Galicia la representa­ ciôn de las formas periglaciares en el marco interior, en comparaciôn con el costero, como consecuencia determinada por la acciôn conjunta de factores litôlogicos y climâti­ cos eîi un ambiente poco soleado y constantemente hûmedo. Por ûltimo, en altitudes propias de montana, los fenômenos periglaciares pretêritos son muy frecuentes: en las mentanas esquistosas de altitud media, las vertientes ofrecen un aspecto reglado. Su perfil actual estâ motivado parcialmente por la acciôn de un hielo ejercido durante un reciente episodio frîo, probablemente de caracterîsticas se cas. En las zonas de alta montana, cuyas partes culmi­ nantes han sido cubiertas por aparatos glaciares, existen dos momentos periglaciares; uno concomitante al glaciarismo e instalado por debajo de la frontera altitudinal de nieves perpétuas; otro, de fase inmediatamente posterior que ha ido ascendiendo en altitud conforme retrocedîan los testi­ gos glaciares. Con respecto a la litologîa, la zona esquistosa del occidente de Asturias es altamente susceptible para que en ella se desarrollen deslizamientos que originan frecuen­ tes coladas de solifluxiôn. Los ciclos frecuentes de hielo- deshielo provocan acciones de gravedad casi constantes y ge neran sobre las vertientes mâs inclinadas tîpicas acumula­ ciones periglaciares, del tipo de "grezes-1itêes" y "groizel". De modo general podemos decir que en la geografîa peninsular los fenômenos frîos y periglaciares se han efec- tuado bajo la influencia de condicionantes representados por el factor de altitud y fopogrâfico, por la estructura tec- tônica y litolôgica de las rocas "in situ", pero fundamental_ mente por el clima. La zona occidental asturiana estarîa enmarcada den tro del dominio subtropical hûmedo del NW de la Peninsula. Las observaciones realizadas por nosotros conducen a consi- 86 derar que la regiôn ha estado supeditada a un ambiente cli­ mâtico muy frîo, donde se han desarrollado los mecanismos tîpicos del medio periglaciar. Junto a estos procesos que denotan intense frîo, se acusan rasgos atribuidos a condi­ ciones hûmedas, como son oxidaciories ferruginosas que pro­ duc en alteraciones en los materiales y coloraciones rojizas y amarillentas. La presencia de microclimas, ha podido favorecer, al menos estacionalmente ciertos procesos morfolôgicos, las neblinas en el fondo de los valles, proporcionadas en par­ te por la proximidad del mar, suministran una mayor humedad al ambiente y constituyen un obstâculo para la radiaciôn solar. La propia topografîa del terrene y las frecuentes precipitaciones, son todo elle factores importantes a la ho ra de estudiar los procesos periglaciares. 4.3.-Las acumulaciones detrîticas periglaciares en el occidente de Asturias Los resultados aquî incluidos representan una con- tinuaciôn de los estudios ya iniciados para la caracteriza- ciôn de fenômenos periglaciares en el occidente asturiano; se trata de formaciones detrîticas originadas en medios mor foclimâticos tîpicos de procesos frîos y concretamente, de mecanismos cîclicos de hielo-deshielo. 87 El territorio que nos ocupa vertientes N y NW de los picos de la Bobia (1201 m) y Pena Grallas (1101 m) estâ considerado como zona climâtica actual subtropical templa- do hûmeda, con sensible inf luencia de condicionamientos mari^ nos como consecuencia de su proximidad a la costa Cantâbri­ ca . En esta region occidental asturiana hemos encontra do acumulaciones detrîticas periglaciares, relacionadas con manifestaciones de fenômenos ocurridos en el cuaternario reciente (finales de Wurm y holoceno) e incluse continuados- aunque de muy reducida actividad- en êpocas actuales, sin poder precisar demasiado, ya que no existen suficientes da­ tos sobre frîo anual, nûmero de dîas de hielo, amplitud del carâcter de suelo superficial helado, temperaturas, preci­ pitaciones, etc, referentes a esta zona prôxima a la Bobia, puesto que la Estaciôn Meteorolôgica mâs cercana (Castro- pol) localizada por debajo de los 100 metros de altitud, no manifiesta con precisiôn los caractères climâticos que suceden a altitudes mayores. Como ya hemos senalado, en algunos sectores, el périglaciarismo ha alcanzado limites altitudinales extre- madamente bajos. Actualmente las precipitaciones nivosas, por ejemplo, relativamente frecuentes en los relieves del interior y que se mantienen algo mâs en las alturas, son muy escasas en cuento a su periodicidad y duraciôn en el 88 sector de la rasa cantâbrica (ASENSIO AMOR y SUAREZ ACEVE­ DO, 1962). Como sefialamos en la introducciôn y en cl resumen de este capitule, las diverses formas y acumulaciones de ma teriales ordenados que présentâmes estân relacionados con procesos nivales y crionivales, y muy en particular con las modificaciones producidas en el ciclo hielo-deshielo; se trata de fenômenos de solifluxiôn* sobre suelo helado super ficialmente o bien aguas de arrollada difusa procedentes de la fusiôn de las nieves; son mecanismos que han actuado tanto en el tiempo como en el espacio de una manera rela­ tivamente suave e ininterrumpida a travês de sensibles cambios climâticos. 4.3.1.-Coladas gel ifluidales. Desplazamientos sobre un suelo helado El mecanismo fundamental en ambiente periglaciar es el ciclo hielo-deshielo; durante las fases climâticas frîas aparece un modelado del paisaje originado por este mecanismo; se trata de un proceso cîclico que fragmenta las masas rocosas, modifica su textura y da lugar a la des- trucciôn superficial de los afloramientos. Los relieves de la Bobia y su prolongaciôn hacia Penas Grallas son parajes del dominio periglaciar relativa­ mente recientes y en menor grado, de êpocas actuales. Acen 89 tuada gelifracciôn en cresterias articuladas de cuarcitas localizadas a altitudes superiores a 800 m. y como conse­ cuencia, masas de bloques gelifractados jalonando las lade- ras, como formas de deslizamiento periglaciar sobre vertien tes con pendientes relativamente reducidas y originando coladas gelifluidales (Lamina la). En definitiva en esta relativamente alta montana asturiana, las acciones combinadas de gelivaciôn-sciifluxiôn constituyen un factor morfogenêtico muy importante y de gran significaciôn en los rasgos geomorfolôgicos de esta zona. - Depôsito de Penas Grallas El depôsito de pefias grallas estâ relacionado con coladas d e .escombros procedentes de la macrogelivaciôn de materiales cuarcitosos con algunos cuarzos. La Lâmina Ib muestra uno de los depôsitos de can­ tos y bloques fundamentaimente cuarclticos con algunos cuar zos a manera de aterrazamientos aluviales heterométricos, donde los materiales presentan acusados pronunciamientos de aristas. Se puede observar en la misma figura la multi- tud de bloques y cantos formados por ruptura del material "in situ" a travês del fenômeno de gelivaciôn. Son depôsi­ tos periglaciares originados por el ciclo hielo-deshielo, proceso fîsico elemental en el cual el frîo es el factor fun­ damental de la acciôn morfogenêtica. Lamina I : a) Aceiituada gelifracciôn -macro y microgelifracciôn-, sobre todo la primera, en cresterias articuladas de cuarcitas, localizadas a altitudes superiores a 850 métro. b) Acumulaciones de bloques aterrazados en sucesivos nive­ lés. Los materiales cuarcitosos con muy poco cuarzo, forman escombros de gelifracciôn sobre pendientes sua­ ves y en caôtica disposiciôn. lam. I 92 Sobre las vertientes del pico de Penas Grallas (1101 metros) y a altitudes de 940-960 m. aparecen a modo de tapizado acumulaciones de bloques aterrazados en sucesi­ vos niveles (Lâmina IIb)con cuatro lôbulos de aproximada­ mente 50 m de ancho y 150 m de longitud, dimensiones que aumentan a medida que se desciende, e inversamente a como sucede con la granulometria del material que desciende de grosor hacia niveles inferiores. Los lôbulos estân formados por escombros de gelivaciôn (macro y microgelivaciôn) con inclinaciones de 20-30°. Los materiales fundamentalmente cuarcitosos con algunos cuarzos, estân muy diaclasados y son raros los ta- manos pequenos, se trata de depôsitos constituidos la mayo- rla de bloques gruesos, angulosos y subangulosos, heteromé- tricos (Cuadro I), que manifiestan claramente su origen en la regularizaciôn de laderas y su transporte a travês de de^ lizamientos sobre suelo helado. La granulometrîa es muy ana loga en todos los depôsitos, con una ligera ordenaciôn de tamanos desde las zonas altas (mâs gruesos) a las bajas; ello nos obliga a pensar en no considerar como proceso £un damental de accionamiento de relieve a la solifluxiôn y escombros gravitatorios, sino mâs bien a deslizamientos sobre un suelo mâs o menos helado. 93 Cuadro I COMPOSICION GRANULOMETRICA Y LITOLOGICA Colada gelifluidal (Pefias Grallas) cm C% cm C% cm Cl 2-4 - 12-16 - 60-80 34 4-6 - 16-24 1 80-100 15 6-8 - 24-40 4 > 100 17 8-12 - 40-60 29 Md de grano = 66 ,0 cm Centilo = 224 ,0 cm Estas coladas gelifluidales que forman aterraza­ mientos en las vertientes de Penas Grallas, se originan por dos procesos morfogenéticos sucesivos; en primer lugar, una erosiôn motivada por factores climâticos termopluviometricos en segundo termine, un deslizamiento y concentraciôn de materiales de grueso calibre sobre suelo helado. La dinâmi- ca de estos depôsitos no es muy perceptible porque la espe- sa vegetaciôn que los rodea impide que la movi1izaciôn sea apreciada con facilidad (Lâmina lia). No se descarta la po- siblé actividad periglaciar actual, pero es muy débil y estâ relacionada sobre todo con la macrogelivaciôn, ya que Lâmina II a) Colada gelifluidal donde grandes bloques de cuarcita que- dan ocultos por la vegetaciôn. b) Colada gelifluidal de materiales cuarcitosos. Ladera SW del pico de Penas Grallas. I am. 11 96 entre los derrubios que tapizan las vertientes abundan blo­ ques grandes de dimensiones superiores a un métro. Quizâs, quede reducida a un ligero y casi insensible fraccionamiento del material y a ciertos deslizamientos individuales de blo­ ques sobre suelo helado superficialmente. La pendiente de las vertientes es muy pequena y los bloques aparecen muy aristados, lo que supone un deslizamiento sobre suelo hela­ do y no gravitatorio. 4.3.2.-Materiales detrîticos ordenados. flrézes litées y Groizes Los materiales detrîticos ordenados han recibido numerosas denominaciones locales, entre ellas destaca la aplicada en Charente y Jura con el término de "grêzes litées" El concepto de grêzes litées fue utilizado (CAILLEUX, 1963) para aquellas acumulaciones detrîticas de aspecto estratificado, con elementos de dimensiones de 10- 20 mm, fuertemente aplanados y acompanados o no, de materia­ les finos -arenas y limos-; el origen de estas formaciones se atribuîa a deslizamientos sobre una superficie helada o muy resbaladiza. Posteriormente ha sido definido (GUILLIEN, 1974) como "material natural cuya dimensiôn superior alcanza el limite de 12,5 mm o bien, el de 25 mm y cuyas caracterîsti- cas fundamentales son: el môdulo de finura y la naturaleza 97 caliza del material". En esta definiciôn existe una aprecia- iiôn de indole litolôgica en los elementos que componen es­ tas acumulaciones, y que las diferenciarîa de las acumula­ ciones de vertientes denominadas por los Franceses "eboulis ordennés", formaciones coluvionares de origen crioclâstico que presentan una marcada estratificaciôn en lecbos, alter- nativamente gruesos y finos, constituidos por fragmentes an gulosos de aristas muy bien delimitadas. Estas acumulaciones han tenido un amplio desarro- llo durante el Cuaternario y ocupan una gran extensiôn a partir de afloramientos de diversa naturaleza litolôgica so metidos con frecuencia a la acciôn del ciclo hielo-deshielo. Distinguimos dos faciès o tipos de acumulaciones estratificadas: "Grêzes, acumulaciones con dimensiôn inferior a 25 mm, de material fuertemente fragmentado y sensiblemente aplanado, muy poco accionado, con aspecto geométrico que in­ dica claramente que el mayor proceso ha sido la gelivaciôn, cuya forma de aplanamiento en capas manifiesta mecanismos morfogenéticos diferenciales bajo clima periglaciar y "Groizes", formaciones estratificadas cuya evoluciôn ha que- dado paralizada antes de alcanzar una fragmentaciôn mâs fuerte (GUILLIEN, 1974). Los escombros forman también lecbos con una mayor heterométrîa de los materiales y su granulome tria alcanza dimensiones algo mayores; los elementos se ofre cen memos aplanados que en los depôsitos de grêzes. 98 Las diversas formas y acumulaciones de materiales ordenados que aparecen en esta zona del occidente de Asturias, estân relacionadas con procesos nivales y crionivales, y muy particularmente con las modificaciones producidas en el ci­ clo hielo-deshielo. Los materiales detrîticos ordenados, tanto del tipo "Grêzes litées"como "Groizes", son derrubios crioclasticos de pendientes, constituidos por gravas y cantos pequenos dispuestos en lechos; el mayor o menor grosor de los materia­ les esta condicionado a influencias climâticas de mayor tem- peratura y como consecuencia, mâxima rapidez en la fusion nival. El mecanismo hielo-deshielo, consistante en un aumento del volumen del agua que pénétra en las diaclasas y fisuras del roquedo, motiva la destruccion de la roca "in situ" en fragmentes de dimensiones variadas, muy angu­ losos, que se acumulan y deslizan masivamente por soliflu­ xiôn a travês de la pendiente y a lo largo de las laderas de las vertientes, dando lugar a diferentes aspectos del re ILeve. En consecuencia, hay que admitir como prueba éviden­ te el desarrollo en esta zona del occidente de Asturias de perîodos frîos donde el complejo mecanismo gelivaciôn- soli fluxiôn ha originado formas de erosiôn periglaciar, ta les como "materiales detrîticos ordenados" o "grêzes litées". 99 Segûn la definiciôn de GUILLIEN la ûnica gran di- ferencia que distancia a los eboulis ordonnes de los"mate- riales ordenados" ô "grêzes litêss" es una apreciaciôn li­ tolôgica en los elementos que componen estas ûltimas acumu laciones, que segûn el citado autor serian de naturaleza ca liza. Aquî adoptâmes indistintamente uno u otro têrmino, aunque la naturaleza del material no es calizo sino cuarci- tico-pizarroso, por considerar que tambiên se originan estas formas periglaciares a partir de rocas esquistosas duras, tâles como cuarcitas y pizarras, materiales muy ha- bituales para el ataque erosivo por gelivaciôn, a travês de sus pianos de clivaje y cuyos fragmentes son capaces de ser transportados facilmente por solifluxiôn, debido a su esca- so indice de fricciôn. 4.3.3.-Los depôsitos de "grêzes litées" en la zona occiden­ tal de Asturias Los depôsitos de vertientes con caracterîsticas de escombros ordenados son muy significatives y de gran inte- rés como facies geomorfolôgicas, observandose su presencia en varies lugares de los valles del Porcia y del Suarôn. Masas de cantos pequenos, bien clasificados, homo- métricos y bastante homogêneos respecto a su litologîa, de- positados en analogas condiciones de sedimentaciôn, sin mo­ dif icaciones posterlpres a la formaciôn de los depôsitos, con muy rares y disperses cantos grandes y bloques de redu 100 cidas dimensiones, entre los que se encuentra el centilo; elementos aplanados y de forma alargada, dispuestos la ma­ yorîa en el sentido de la pendiente, se han deslizado a ma ­ nera de colada, poco limosa por las laderas cuyas cumbres estân jalonadas de cresterias de cuarcitas. - Depôsito de Balmonte-Castro El depôsito se encuentra en la trinchera del cami- no vecinal de Balmonte a Castro antes de alcanzar el cru- ce con el que enlaza las aldeas de Cerolleiro y Obanza. Se Trata de una acumulaciôn detrîtica, con un corte visible de 50-60 cm de potencia, localizado a media ladera (Lamina III), resultado de un proceso de gelifracciôn sobre pizarras y cuarcitas (731 de pizarras y 27% de cuarcitas) que son redu cidas a tamanos de cantos pequenos, entre los que aparecen escasos porcentajes de cantos medianos y grandes, con valor de centilo correspond!ente a bloques pequenos. Se trata de elementos aplanados y de forma alargada, dispuestos la mayorîa en el sentido de la pendiente, que se handeslizado a manera de colada poco limosa por la ladera inclinada de la vertiente oriental del pico de Castelo (641 m) cuya cum- bre estâ Jalonada de cresterias de cuarcitas. Vertientes con accionamiento periglaciar generaliza- do, inclinaciôn aproximada de 40°-45°, peffil no rectilineo con algunos entrantes y salientes que marcan rupturas de pendiente; en consecuencia la vertiente estâ aûn lejos de al_ lû Lâmina III a) Escombros fuertemente fragmentados y ordenados constitui­ dos por elementos pi zarrosos y cuarcitosos; algunos elemen tos grandes muestran la rotura por gelifracciôn que sigue un piano casi parelelo al eje mayor del canto. b) Vista general de la cantera Balmonte-Castro, para el aprovechamiento de materiales en el firme de caminos ve- cinales, y parte de la vertiente protegida por la vege­ taciôn silvestre, propia de terrenos âcidos. / lam. Ill 103 canzar su regularizaciôn total. Vegetaciôn tîpica de suelos âcidos. Desplazamiento de escombros, probablemente por arro­ llada difusa, en capas delgadas de algunos centîmetros de espesor. Los escombros recubren a casi toda la vertiente, eu yo substrate es pizarroso cuarcitoso, y a su vez esta acumu­ laciôn estâ recubierta por una capa de suelo, de aproximada mente 35 cm, con abondante materia orgânica. La forma de los cantos es tîpica de accionamiento en ambiente periglaciar (Cuadro II) donde algunos materiales grandes muestran la rotura por gelifracciôn que sigue un pia­ no casi paralelo al eje mayor del canto. Cuadro II COMPOSICION GRANULOMETRICA Y LITOLOGICA Materiales detrîticos ordenados (Grêzes litées) Depôsito Balmonte-Castro cm % C% P% 0 % 2-4 61 14 47 - 4-6 28 5 23 - 6-8 6 4 1 1 8-12 4 2 1 1 12-16 1 _ 1 _ Md de grano = 3,8 cm Centilo = 27,0 cm 104 MDRFOMETRIA Md indice de desgaste = 42 I < 100 : 100 Max histograma : 0-50 Md indice aplanamiento = 5,40 % > 2 , 5 : 88 Md indice disimetria = 696 Granulometricamente los materiales que forman esta acumulacion son bastante homometricos y estân constituidos por cantos pequenos y medianos, con alto valor de centilo. Elevados porcentajes de pizarras en la composiciôn litolo- gica global; masas do cantos pequenos (menores de 6 cm = 89), bien clasificados, homogeneos.Morfometricamente los elemen tos pizarrosos de 4-6 cm de longitud mayor L ofrecen bajos valores de indice de desgaste, con altos porcentajes de cantos muy angulosos. La mediana del indice de aplanamien­ to es muy alta y el tanto por ciento de cantos con valores superiores a 2,5 es muy elevado, histograma de aspecto den- tado muy achatado y con numerosos maximos relativamente po CO destacados (maximo principal 6,75-7,00 (10%)), el fraccio- namiento del material es muy intense y se traduce en alto valor de la mediana del indice de disimetria, con dos maxi­ mes en el histograma. Fragmentes pizarrosos de mediano indi­ ce de alargamiento, aunque mas del 50% de los elementos mues 105 tren valores superiores a 1,50. (Fig.2). En las proximidades de la aldea de Santa Colomba aparece un deposito de materiales detriticos ordenados, cu- yos elementos clâsticos son algo mSs gruesos y heteromé- tricos que los de las acumulaciones antes mencionadas. Se trata de formaciones analogas originadas por proceso genê- tico periglaciar, pero en condiciones diferentes en cuanto a la duracion del mecanismo de gelifraccion; pueden respon der al término de "groizes" o materiales en los que la evo- luciôn crioclâstica ha sido paralizada antes de alcanzar los pequenos tamanos de las "grezes" (GUILLIEN, 1974). (Larni-. na IVa). Deposito de Sueiro - Sacadoiras ® En las trincheras de la carretera en construccion que unirâ Sueiros con Sacadoira y sobre la vertiente occiden tal del pico Redondo (274 m.) se acumulan pizarras con al - gunas cuarcitas (Cuadro III) de dimensiones incluidas en la fracciôn cantos pequenos, con débil valor de la mediana y centilo en la modalidad de canto grande. 98 q.8 8 cu « - r . f - ........ . ....; : 8 f 8 Fig. 2, !2 2 2 « 2 B £ o «n o in o i> 19 S 2 S 2 « a llistogramas morfometricos: (I) desgaste; (II) aplanamien to; (III) alargamiento; (IV) disimetria; cantos de piza- rra de 4-6 cm = L. lo i Lâmina IV a) Groizes en las prôximidades de la aldea de Santa Colomba. b) Detalle de los lechos de una acumulaciôn de "grêzes- litêes” , homometrîa y bajo desgaste son los rasgos mâs peculiares de los fragmentos que integran estas formacio nés crioclâsticas. Nafarea. lam IV 109 Cuadro III COMPOSICION GRANULOMETRICA Y LITOLOGICA Materiales detriticos ordenados (Grêzes litées) Depôsito Sueiro-Sacadoira Espectro granulométrico Espectro litologico cm % C% P% 2-4 76 2 74 4-6 13 1 12 6-8 7 1 6 8-12 3 1 2 12-16 1 - 1 Md de grano = 2,7 cm Centilo = 12,2 cm (pizarra) MORFOMETRIA Md Indice de desgaste = 43 % <100 = 98 Max histograma : 0-50 Md indice aplanamiento = 6,92 %> 2,5 = 100 Md Indice disimétria = 667 110 Se trata de una acumulacion procedente de acciona miento periglaciar con desplazamiento de escombros claramen te gelivados sobre la ladera de la vertiente. La morfome- trîa de cantos de pizarra es en todo semejante a la ofrecida en el depôsito de Balmonte Castro; el desgaste es muy bajo (Md Id, 43) y el mâximo del histograma esta situado en la secuencia 0-50, con el 1001 de los elementos; la mediana de aplanamiento es muy alta (6,92 cm) consecuencia de una in- tensa gelifraccion ; la mediana de disimetria indica también fuerte ruptura de material. Recubre a esta formaciôn un sue- lo con bastante materia orgânica. (Fig. 2). - Depôsito de Monticelo y Nafarea Prôximo a los parajes de Monticelo y Nafarea, del término Municipal de Vegadeo, aparecen otras formaciones detrîticas analogas a las anteriores (Lâmina IV). En lo que concierne a su composiciôn granulométrica (Cuadro IV) y especiaJmente a su litologia, el depôsito de Nafarea esta constituido solo por pizarras (100%) mientras que en el deMonticelo se encuentran también cuarcitas aunque con amplio predominio de pizarras (78%). Los centilos si- tûan su valor en la modalidad de cantos grandes (10,7 cm y 15,7 cm). Las caracterîsticas morfométricas ofrecen grandes similitudes; en cuanto al desgaste, las medianas y el mâxi­ mo de los dos niveles detriticos tienen como limite superior 111 Lamina V. # a y b) Depositos de vert lentes con caracterîsticas de es­ combros ordenados; Grezes-litées y Groizes; son de- rrubios crioclâsticos constituidos por esquistos del tamano de gravas y cantos pequenos (menor de 6 cm - 97%). Nafarea. pinLlOTCCA T . ' L % . - - K 4»i'v.--‘ * ’ ■■ • ■ ■• A * *’.JM** ‘ • * lam. V 113 el valor de 50, lo que evidencia la eficacia de los proce- sos de fragmentaciôn (Lâmina V); en el aplanamiento es don de se observan mayores diferencias; el elevado valor de las medianas de aplanamiento que se han obtenido en estes dos depôsitos estratificados esta en relaciôn con ciclos mâs numerosos y prolongados que han logrado conferir a los ele­ mentos el tipico aspecto de lajas, tan frecuente en las acu­ mulaciones producto de una intensa gelifracciôn. Sin embar­ go, los criterios de aplanamiento, a pesar de ser tan évi­ dentes, no son los mâs sensibles a la hora de la mayor o menor eficacia de los procesos de fragmentaciôn por hielo por tratarse principalmente de pizarras, material de por sî facil a presenter aplanamiento alto y aspecto de lajas. No existe matriz fina entre los cantos. Las Figs (3 y 4) re- presentan los histogramas de desgaste y aplanamiento de Mon ticelo y Nafarea, de este ûltimo depôsito solo se ha reali- zado el de desgaste dado el alto valor de aplanamiento que impide su representaciôn. 95 90 80 70 60 50 40 Md = 49 r Md = 3,69 30 20 10 th0 100 15 10 5 0 % Pig. 3. llistogramas morfometricos: (I) desgaste; (II) aplanamien to. Monticelo. 95 90 80 70 60 50 40 30 20 to Md = 44 0 too Fig.4. Histograma morfomêtrico de desgaste. Nafarea. 116 Cuadro IV COMPOSICION GRANULOMETRICA Y LITOLOGICA Materiales detriticos ordenados (Grêzes litées) Depôsitos de Monticelo y Nafarea Depôsito de Monticelo C% P% ( < 6 6 - 12 > 12 20 1 76 ' 2 1 Depôsito de Nafarea C% V% Q% - 97 - 3 - Md de grano Centilo = 2,1 cm = 10,7 cm 1,8 cm 15,7 cm MORFOMETRIA Monticelo Md indice de desgaste = 49 % < 1 0 0 = 9 8 Max Histograma 0-50 Md indice aplanamiento = 3,69 % > 2,5 = 78 Md indice disimetria = 580 Nafarea 44 100 0-50 7,00 100 510 117 - Depôsito de Sela de Fabal ' Se extienden las formaciones de grêzes litées a lo largo de un camino vecinal que va desde Sela de Fabal hacîa Guiar en una extension de unos 250 mts y que corresponde a la lînea divisoria de aguas entre el Monjardin y el rio Ou­ rla. Los aluviones son visibles en las trincheras del cami­ no vecinal con una altura aproximada de 2-3 mts. Se trata de materiales muy fragmentados y ordenados en lechos algo festoneados, tîpicas de las formaciones de grêzes litées, donde la forma de los elementos es propia de accionamiento periglaciar (Lâmina Via). Los materiales detriticos ordenados que aquî apa­ recen reflejan sôlo un nûmero muy escaso frente a los que realmente deben existir instalados sobre estas verticntes; solo la intervenciôn humana en el trazado de caminos y ca- rreteras ha puesto al descubierto estas acumulaciones finas que aparecen intactas. Los elementos que componen este depôsito son muy homogéneos en lo referente a su granulometrîa ( < 6 cm,911), litologicamente su composiciôn es casi exclusiva de cuarci tas (981), a diferencia de los depôsitos anteriores donde predominaban las pizarras, lo que evidencia la disposiciôn en paquetes de las cuarcitas y pizarras en esta zona oc­ cidental.de Asturias. 118 Cuadro V COMPOSICION GRANULOMETRICA Y LITOLOGICA Material de lechos o capas Depôsito de Sela de Fabal cm C% Q% < 2 37 1 2-4 52 1 4-6 7 — 6 - 8 1 — 8 - 1 2 1 12-16 Md de grano = 2,4 cm Centilo = 12,5 cm MORFOMETRIA Md indice de desgaste = 4 5 % < 1 0 0 = 100 Max histograma 0-50 Md indice aplanamiento = 5,46 î 72,50 = 92 Md indice disimetria = 697 m 90 80 70 60 50 % 40 30 20 10 Md = 4 5 o 100 [E EE C 9 Md = 5,46 t---- 1--- 1 j10 5 o % Big. 5. Histogramas morfometricos: (I) desgaste; (II) aplanamie Material de lechos o capas. Sela de Fabal 1 20 Por lo que respecta a la morfometrîa, los desgas- tes son muy bajos (Md Id,45), situandose el mâximo en la se cuencia 0-50; el aplanamiento es alto, el elevado valor de las medianas estâ en relaciôn con los ciclos hielo deshielo numerosos y prolongados que han logrado dar a los elementos cuarciticos un tipico aspecto de lajas (Fig 5 ); la me ­ diana de disimetria (697) es alta, indica fuerte ruptura del material propia de elementos que han estado sometidos a intensa gelifracciôn. En algunos lugares alterna este tipo de acumulacio nés con otras algo mâs gruesas denominadas "Groizes” . La po tencia de las capas es aproximadamente de 20-40 cms, los tipos de cantos son esquistos pizarrosos con algunas cuar­ citas. Entre los cantos apenas existen fracciôn fina y se ofrecen algunas deformaciones, a manera de "rosetas" y ondu laciones con orientaciones e inclinaciones del material muy variables, como resultados de reajustes en la disposiciôn de los cantos, considerando como factor activo al agua, que al helarse, ejerce presiôn sobre el contorno de los fragmen tos moviendolos y haciendo que adquieran, en el seno del depôsito, una distribuciôn mudable; el mecanismo se realiza por sol ifluxiôn pelicular con escombros gelivados de tamano muy peq’ueno que dan lugar a grêzes-1 itées con acumulaciones de materiales separados por lechos muy fines arcillosos o 1imo-arc illosos. 121 4.3.4.'Formas de crioturbaciôn La crioturbaciôn ha sido un término utilizado por di­ verses autores al estudiar zonas de dominio periglaciar. Una de las primeras definiciones (EDELMEN, 1936) denomina âsî a todas las deformaciones sufridas en el material como conse­ cuencia del frîo: hinchamientos, estratificaciôn de materia­ les detriticos, suelos estructurales, grietas, etc. Posteriormente (DERRUAU, 1966) y (COQUE, 19 77) uti- lizan el término crioturbaciôn en este mismo sentido, pero de forma mâs restringida como consecuencia de la apariciôn de nuevos têrminos. Actualmente se agrupanbajo la denominaciôn de "crio­ turbaciôn” o "geliturbaciôn” aquellas formas como son las involuciones, festones, etc, sin incluir en ellas otras fo£ mas como son las cunas de hielo (fente en coin). Esto es debido a que estas formas resultan de una acciôn diferencial de los procesos, bajo condiciones climâticas diferentes; mientras las cunas de hielo se generan por las contracciones invernales y de expansiôn estival en el interior de un per­ gelisol, las crioturbaciones, se derivan de deformaciones plâsticas, motivadas por la alternancia de hielo-deshielo (West, 1968); (PISSART, 1973); RAYNAL, 1973), que no preci- san la existencia de un pergelisol. iZZ Lâmina VI a) Sela de Fabal: grezes-litées de materiales muy fragmenta­ dos y ordenados en leclios algo festoneados. b) Manifestaciones frîas del tipo "rosetones" o ''rosetas'', resultado de reajustes en la disposiciôn de materiales detriticos. Sela de Fabal. m i lam.vi 124 La formaciôn de "rosetas” en los,procesos de crio­ turbaciôn, es el resultado de reajustes en la disposiciôn de materiales detriticos cuyas orientaciones e inclinaciones de los cantos son muy variables (Lâmina VIb), fenômeno atribui- dc a la alternancia del ciclo hielo-deshielo (BOYE, 1952) ; alrededor de un bloque grande depositado en la ladera o en la base de la vertiente, se pueden disponer mâs o menos or- denadamente escombros deslizados por solifluxiôn o por arro llamiento difuso y retenidos por el propio bloque que real^ za la funciôn de muro de contenciôn; posteriormente, el pro ceso hielo-deshielo interviene como factor activo en la for maciôn de la "roseta" y juega un doble papel; por una par­ te el agua xumulada en la formaciôn detrîtica al helarse ac- tua sobre el material y lo fragmenta, siguiendo las fisuras y zonas de menor resistencia, y por otra ejerce una presiôn sobre el contorno de los fragmentos, moviendolos y haciendo que adquieran, en el seno del depôsito, una inclinaciôn va­ riable. No son muy abondantes ni variados, las formas de crioturbaciôn que hemos encontrado en la zona occidental de Asturias, solo podemos senalar que en ocasiones las formas estratificadas de materiales detriticos ordenados aparecen festonados, con deformaciones por crioturbaciôn donde los elementos aparecen orientados en la vertical del piano de estratificaciôn formando acumulaciones amanera de rosetones. 125 Estas deformaciones se encuentran entre las formaciones de "grézeslitêes" que alternan con las de "groizes"; tal es el caso del depôsito ya senalado de Sela de Fabal. Vertientes periglaciares La acciôn del hielo-deshielo, acompanada de fenôme- nos de solifluxiôn, origina que las vertientes adquieran formas convexas en las zonas altas, donde los afloramientos rocosos superficiales estan fragmentados por gelivaciôn, y côncavas en las bajas, como resultado del proceso acumula- tivo de materiales de solifluxiôn. Esta morfologîa côncavo-convexa de vertientes, con fragmentos de rocas en las partes altas, debidas a acciones gelifluidales, deslizamientos por solifluxiôn y acumulacio­ nes de materiales en las partes bajas ,con aspecto rectili- neo en la parte media (Lâmina Vila), son frecuentes en la zona occidental asturiana. La inclinaciôn aproximada de las vertientes en el valle del Porcia es de 49--45-; son mâs suaves las inclina ciones del valle del Suarôn 30--35-. En algunos lugares como la Veguina, Santa Coloma, etc el perfil de las vertientes no es rectilineo, présenta entrantes y salientes que marcan rupturas de pendiente (Lâ­ mina Vllb) por la presencia de repianos que corresponden a tipos de rocas de mayor resistencia a la ablaciôn, tal y co 126 mo sucede con los paquetes de cuarcitas. Este tipo de accio­ namiento del relieve proporciona gran cantidad de materiales detriticos que son arrastrados por solifluxiôn o por arrolla- miento difuso sobre las laderas de las vertientes hacia los valles, dando lugar a glacis de erosiôn, de tipo mixto, jalonado de escombros, o bien a acumulaciones de piedemonte y a depôsitos que originan terrazas o aterrazamientos que col^ matan los fondos de los cauces, motivando la formaciôn de ca pas de sediraentos detriticos de fondo de valle. Las acciones periglaciares -fragmentos derivados del proceso de gelivaciôn y coladas de solifluxiôn- han afectado sensiblemente a este territorio. Las distintas formas peri­ glaciares permiten considerar las fondamentales êtapas morfo genéticas que tuvieron lugar en la elaboraciôn morfolôgica de la montana asturiana. Los valles y las vertientes ofre­ cen en algunos lugares el tipico modelado periglaciar, la presencia de glacis y de valles asimétricos motivados por di­ ferentes exposiciones de vertientes -solana y umbria- de fuer te inclinaciôn y de pendientes suaves respectivamente, son formas caracteristicas del modelado periglaciar y ambos tes- tigos de un clima muy frio. Las frecuentes coladas de soli­ fluxiôn que se desarrollan en el occidente de Asturias, van muy ligadas a la naturaleza petrogrâfica que es altamente susceptible (esquistos). Este hecho estructural, unido a los altos volûmenes de precipitaciôn que se registran, favo 129 rece el desarrollo de procesos solifluidales. En el apartado sobre coladas gelifluidales hemos estudiado ya aspectos periglaciares en las partes altas de la vertiente NW del pico de Pefias Grallas. La parte baja de la vertiente SW de Pefias Grallas desciende hasta la red flu vial actual es suave y alomada, con algunos replanos morfo- logicos e indican formas de arrollamiento difuso de las aguas de fusion de las nieves que se encajan en pequeüos a r r o y o s el conjunto de toda esta morfologîa da lugar a un circo periglaciar, a manera de anfiteatro, que constituye el nacimiento del rîo Suarôn. Algunos de los clastos que forman los depôsitos de vertientes descienden por las laderas hasta los pequehos arroyos y forman la carga aluvial que es transportada hacîa aguas abajo. Los depôsitos de derrubios estân en general al descubierto, pero en ciertos sectores aparecen rodeados de vegetâciôn -tîpica de monte bajo: erica (brezo), ulex (tojo), gramineas, etc propia de terreno âcidos - e incluse ocultos por ella. En zonas superiores a los depôsitos de­ triticos aumenta la pendiente hasta alcanzar las cresterias de cuarcitas, donde se aprecia casi la subverticalidad. Las vertientes con depôsitos estratificados han sido estudiados en el apartado correspond!ente a materiales detriticos orfenados- (Grêzes litées) donde se destaca el 130 accionamiento periglaciar en vertientes y se estudian algunos de estes depôsitos. Podemos concluir diciendo que el mecanismo de accio­ namiento de vertientes se realiza por solifluxiôn pelicular, con escombros gelivados de pequeno tamaflo, que dan lugar a acumulaciones de materiales en capas mâs o menos superficia- •les, o bien separados por lechos arcillosos o 1imo-arcillo- sos. Se trata de acumulaciones detrîticas, resultado de un proceso de gelifracciôn en pizarras y cuarcitas, donde se observan los pianos de fragmentaciôn en cantos grandes y el desplazamiento de escombros por arrollada difusa en capas delgadas. Los depôsitos de vertientes con caracteristicas de escombros ordenados son muy significatives y de gran interés ccmo facies geomorfolôgicas. 4.4.1.-Surcos de escorrentia sobre vertientes periglaciares En las proximidades de los "materiales ordenados" que hemos senalado en Sela De Fabal, se encuentran "grietas", ccmo la que aparece en la Lâmina VIII algo acunada, con pcredes verticales de materiales limoarcillosos. Se trata de una discontinuidad en los mécanismes de transporte. Es un tiânsito acusado y brusco de los lechos ordenados y parale- Ics de Grêzes litées por la presencia de antiguos "canales de escorrentia" sobre estas acumulaciones, que han roto y 131 alterado |.a disposiciôn de les lechos, habiendo sido sus surcos nuçvamente colmatados por posteriores aportes de ma terial, ; $a profundidad visible de la "grieta" es de 85 cm; con un aného variable de arriba (45 cm) hacîa abajo (30 cm). En la parte alta la mayorîa de los cantos se disponen cla- ramente con el eje mayor en la vertical, es decir, paralelo a las parades de la ’’grieta” y en las partes media y baja, los elementos se disponen variablemente, formando rosetones y guirnaldas aunque un gran nûmero de ellos alcance la ver- ticalidad. El material de la "grieta” de carâcter cuarcito- so casi esclusivamente, se encuentra desprovisto de matriz fina. El conjunto estâ recubierto por una capa de suelo pardo negruzco, de 50 cm. de espesor, con abondantes mate- riales gruesos a escala de cantos,que es a su vez protegida por el fieltro vegetal de helechos, brezo, rosal silvestre, tojo, etc que forman el sotobosque de pinos y eucaliptos, El subestrato es de cuarcitas y pizarras, fragmentes de di, mensiones de gravas y cantos pequenos (menor 4 cm =96%), muy poco usados, angulosos, nada consolidados, con fuerte apla- namiento. El relleno de las grietas se asemeja mucho al de las "Fente en Coin” o "cufia de hielo" originada por retrac- ciôn a travês de un frîo muy intense. Sin embargo parece que Lâmina VIII Sela de Fabal. Grieta que indica acciones periglaciares in tensas que originan surcos de escorrentîa. f V h I am. VIII s w S E L A D E F A B A L M e N E C3 cr/ r \czCJ // 5 0 m Û d e r r u b i os de v e r f i e n i e g r e z e s - l i f e e s ; c u a r c i f a s 134 se trata mâs bien de una grieta o surco de erosion sobre pen dientes periglaciares, abiertos al concentrarse las aguas de arroiada difusa sobre vertientes mâs o menos regladas y posteriormente rellenos de materiales muy lavados, casi ex- clusivamente cuarcîticos de pequefias dimensiones, con muy débiles desgastes y altos aplanamientos. Los caractères de tamano y forma y la disposiciôn irregular de los elementos en la grieta -acusada verticali- dad en la parte superior y variable inclinaciôn en la infe­ rior- indican acciones periglaciares intensas como para orî ginar estos surcos de escorrentîa (Cuadro VI). La mayorîa de estos pequenos fragmentos orientan sus ejes "L” en sentido paralelo a la lînea de mâxima pendiente, esta orien taciôn prépondérante sugiere la existencia de un transporte realizado, fundamentalmente, por gelifluxiôn para estos fragmentos crioclâsticos. 135 Cuadro VI COMPOSICION GRANULOMETRICA Y LITOLOGICA Surco de escorrentîa.Sela de Fabal cm c% 4. 2 52 2-4 45 4-6 3 Md de grano = 2,0 cm Centilo = 19,5 cm MORFOMETRIA Md indice de desgaste = 47 "è ^ 100 = 9 6 Max histograma 0-50 Md indice aplanamiento = 3,54 % > 1,50 = 2 I > 2,50 = 7 3 Md indice disimetria = 675 70 60 50 40 30 20 Md = 47 □ O 100 T ? Md = 3,54 0 5 0 % Fig.6 . Histograma morfometrico: (I) desgaste; (II) aplanamiento Surco Sela de Fabal. 137 A partir de los datos y observaciones anteridres ymrelaciôn con las caracterîsticas morfomêtricas del de- pÉsito de Sela de Fabal, (Figura 6 ) , se puede considerar la formaciôn de surcos de érosion sobre estas pendientes en êpcas de mayor escorrentîa que la actual, con mayores pre ci)itaciones liquidas o mâs brusca fusion de las nieves. Es tæ corrientes de agua originaron los surcos que posterior meite, durante épocas de menor intensidad, se colmataron de sedimentos. La distribuciôn de tamanos y sus caracteristicas mo fomëtricas indican un efecto periglaciar intense con degastes muy bajos (Md Id, 47), encontrandose el mâximo en lasecuencia 0-50, aplanamiento alto y muy elevado el tanto po ciento de cantos con valores superiores a 2,5. Coisideraciones finales Son varias las formas y acumulaciones que ocupan es le capitule dedicado a la acciôn periglaciar en la zona occidental de Asturias. De todas las observaciones realiza- da$, tanto por nosotros como por anteriores investigadores , se pone de manifiesto la intensa acciôn del hielo en este sector de montana peninsular, causa de un conjunto de mani- festaciones periglaciares en esta regiôn. 138 Las formas aquî descritas son consecuencia del ci - cio hielo-deshielo, es decir de la alternancia de climas frios y câlidos que han influido en la morfologîa del relie­ ve . El origen climâtico de estas acumulaciones de mon­ tana viene favorecido por tratarse de formaciones detrîti- cas esquistosas indicadoras de ambientes climâticos, por ser favorables a ellos y por las trazas de crioturbaciôn que en ocasiones se advierte en sus lechos que refuerza la hipôte- sis climâtica de estos coluvios de ladera. La morfologîa del relieve en este sector de la zo­ na galaico-astur es debida no solo a procesos de erosiôn normal, sino mâs bien a procesos morfogenêticos de carâcter climâtico en los cuales las acciones periglaciares son fun damentales. Los afloramientos esquistosos del Paleozoico infe­ rior, fâciles a tolerar el proceso de gelifracciôn, han per- mitido el estudio de formas naturales, estrechamente rela- cionadas con el carâcter litolôgico del roquedo, y con gran significaciôn en ambientes de fuertes variaciones climâ- ticas; este tipo de accionamiento del relieve proporciona gran cantidad de materiales detrîticos, de litologîa cuar­ citas y pizarras, que se fragmentan en trozos muy pequenos y aplanados y son arrastrados-por solifluxiôn o por arrolla- 139 miento difuso- sobre las laderas de las vertientes, recubren la superficie de los afloramientos y se ordenan en capas de variables espesores, o descienden hacîa los valles (Lamina IX) dando lugar a glacis de erosiôn de tipo mixto, jalonados de escombros, o bien a acumulaciones de piedemonte y a depôsi- tos que originan terrazas o aterrazamientos que colmatan los fondes de los cauces, motivando la formaciôn de capas de sedimentos detrîticos de fondo de valle. Las acciones periglaciares -fragmentos derivados del proceso de gelivaciôn y coladas de solifluxiôn- han afec tado sensiblemente a este territorio; la observaciôn de materiales detrîticos ordenados del tipo "grézes litées" en ciertos lugares de la cuenca del Porcia y del Suarôn, eviden cian la acusada influencia del ciclo alternative hielo-des­ hielo (Lâmina IXa). Entre las caracteristicas mâs acusadas de estas acumulaciones de grézes pueden destacarse las si- guientes: - Las acumulaciones de tipo grézes-litées presentan varia- das secuencias de horizontes y capas de escaso grosor, dis- puestas en lechos superpuestos, mâs o menos paralelos y con una inclinaciôn que oscila entre 5- y 30-. - En el corte de Sela de Fabal, algunos horizontes presen­ tan sensibles irregularidades que se manifiestan en una di^ posiciôn no paralela y desordenada de sus lechos por la pre sencia de antiguos canales de escorrentîa que han roto y 140 alterado la disposiciôn de los lechos. - Los lechos se encuentran crioturbados en varias acumulacio nés; este aspecto festoneado es prueba évidente de un geli- sol que ha actuado con sus cambios de volumen. - Estratigrâficamente, el techo de todas las acumulaciones lo constituye un derrubio subactual de caracteristicas muy distintas a las de Grézes-litées, sin estratificaciôn. Es­ te derrubio truncala antigua topografîa de las Grézes. - Los depôsitos de Grézes estân escasamente cementados - Granulometricamente, los elementos que componen las gré­ zes- litées son muy homomêtricos, determinados por frecuen- tes oscilaciones de hielo-deshielo. Las medianas de grano oscilan entre 1,8 cm y 3,8 cm. Por el calibre del material, se puefen distinguir dos tipos de acumulaciones; "Grézes” y "Groizes" para aquellas formaciones estratificadas cuya evoluciôn ha quedado paralizada antes de alcanzar una frag- mentaciôn mâs fuerte. - Los valores morfométricos presentan desgastes muy bajos (Md Id comprendida entre 42 y 49), y los mâximos estân si- tuados siempre sin excepciôn en la secuencia 0-50; en cuanto al aplanamiento la mediana es alta, en una litolo­ gîa que le es favorable, todos los histogramas son bajos y se extienden hasta valores de altos aplanamientos (3, 69- 7,00). 141 - Las acumulaciones de grézes se encuentran situadas sobre cualquier secciôn de las vertientes; como puede observarse en la cartografîa, la reparticiôn de estas acumulaciones de origen frîo se efectua de manera diseminada por toda la zo n a . Los derrubios estratificados de origen periglaciar, se encuentran situados en el occidente de Asturias a alti­ tudes que oscilan entre los 274 m en el depôsito de Sueiro- Sacadoira sobre la vertiente occidental del pico Redondo hasta los 641 m del depôsito Balmonte-Castro en la vertien­ te oriental de pico de Castelo. Estas formas periglaciares, favoredicas por el ca râcter litologico del pals y su posiciôn geogrâfica, permiten considerar las fondamentales etapas morfogenéticas que tuvie ron lugar en la elaboraciôn morfolôgica de la montana astu- r iana. Los valles y las vertientes ofrecen en algunos lu­ gares el tîpico modelado periglaciar, valles asimêtricos mo- tivados por diferentes exposiciones de vertientes (fuertes inclinaciones en las de solâna y pendientes suaves en las de umbria). Formas de vertientes convexas o alomadas en las cumbres, como resultado del fuerte mécanisme erosivo por gelivaciôn, y côncavas en la base como producto de grandes acûmulos de materiales detrîticos, y con aspecto rectili - 142 neo en la parte media (Lâmina IXb). En algunos casos parti- culares observables, a lo largo del perfil fluvial de esta zona -ejemplo: la Veguina, Santa Colomba...-, la vertiente ofrece irregularidades con rupturas de pendiente, por la presencia de repianos que corresponden a tipos de rocas de mayor resistencia a la ablaciôn, tal y como sucede con los paquetes de cuarcitas. En cuanto a la consideraciôn cronolôgica no tene- mos ningûn dat*o preciso; la inexistencia de argumentes pa- leontolôgicos, que pudieran ser puestos en relaciôn con e^ tas acumulaciones, plantea ciertas dificultades; no obstan te, la perfecta conservaciôn de las formas periglaciares descritas y la falta de alteraciôn en los materiales es­ quistosos parecen confirmar la dataciôn como posterior a la ûltima transgresiôn marina en el interglaciar Riss- Wurm y en los ûltimos episodios frîos que acontecieron en Europa con ocasiôn de la glaciaciôn Würm. Lâmina IX a) Sobre las laderas de las vertientes se observan, en las cuencas del Porcia y del Suarôn, materiales detrîticos ordenados del tipo "gréze-litêe". b) Vertientes alomadas en las cumbres, como resultado del fuerte mécanismes erosivo por gelivaciôn. Cuenca del Suarôn. f la m. IX i P R O C E S O S A C T U A L E S E N L A C U E N C A - V E R T I E N T E D E L P O R C I A CAPITULO QUINTO 146 5.1. Introducciôn Son muchos los termines motfôlogicos, a veces sinonî- mos, utilizados por diferentes geomorfôlogos y sedimentolôgos que han estudiado el ambiente fluvial y que representan distin­ tas escuelas. De modo especial nos fijaremos en las caracteris­ ticas de los rîos meandriformes, por ser estas las que correspon derîan al estudio que en este trabajo se présenta sobre los rios Porcia y Suarôn del Occidente de Asturias aunque en algunos tra­ mes estes medios fluviales presentan ambientes anastomosados; am bos ambientes aparecen en general bien diferenciados por la se­ cuencia, geometrîa y estructuras sedimentarias. A continuaciôn sintetizamos las caracteristicas fundamentales de la faciès se- dimentaria de estos dos ambientes del medio fluvial de acuerdo con la obra "Geologîa" (AGUEDA VILLAR y col.). 147 tn V) u d 1 (/) •d in d (U V) M •H d f t d uo b5 V) d bO *-> urt ♦J O d d d \r4 X V) v> d X d in 0) rt d P- X)4-> w d T3 •H d in de W. in d ■H o r—1o rt 0) ».• rt c fX cQ o u d o A d rH d rt O f t d d u V) m d 44 Q) ■M o ul ni f t in d d d d o o T ) P (44 d ■d in u ft d X ft d •X) d d d •H d in +4 d d > U d p dd ft in d d d Pd u d d d d6 r4 d in •H d •H d d ft d o P P •d \o ft 44 ft p Pd •H d Ct d 0 in in U cx in bO 0 dd d P pd u d in d d d f t •H \o p . d 1-4 ■Hd <44 p . 'P d P4-1 ■H u —4 d CTU 44 d p: o in P d d d 3 o ft ft •r4 d bC u d + j 44 E d P 10 in in in d d 3 •r4 d W d r—1 in 0 p X in O in in d o > d ft d CJÛ o ftU dd ind d ind d oo d Ed ftCO d c\o ucd rtX)oj d u c\o Oi d in *p lO d 1—1 ■H U U •p d d pd 0 ind \pd in pd dd P p ud d dP P Pd dP, in udd p\o d d■H 0 P Ud C3 dd d3E in ud 0 dE CO 01 , 0 d p d p \o d p •H d U in d in d 0 d u E > •H X d 44I—1 P in bO 0 d in d 0 d , 0 P 0 p d in d in d d P d P p d 0 d X u oTJrt tnoeo OJ B h>o <4-1 "3nS 188 CUADRO I (continuaciôn) DEPOSITOS LITOLOGIA Y GRANULOMETRIA ESCALA DIMENSIONAL cm. 2-4 4-6 6-8 8-12 12-16 16-24 24-40 40-60 60-80 Md Ce % % % % % % % % % cm cm Puente Ctra general Cl 2 12 26 42 PI 1 - Ql - 1 1 Desem. Porcia Playa 1 1 4 Cl 7 32 21 PI - 1 1 Ql 12 3 4 GrI 2 1 1 8,5 24,3 (C 5,8 27,0 (C) C = cuarcitas P = pizarras Q = cuarzos Gr = granites Md = mediana de grano Ce = centilo 189 Los cuarzos son muy escasos, llegando solo su presencia a porcentajes menores del 71, salvo en los depôsitos playeros donde alcanzan porcentajes alrededor del 20%, probablemente por concentraciôn al destruirse las pizarras por accionamiento inten so y prolongado de la dinâmica marina o bien por aportes de acu­ mulaciones playeras. Fuerte heterometrîa de todos los depôsitos, con mediana de grano relativamente alta y también elevado valor de centilo, lo que manifiesta acusado grosor de las acumulaciones. A pesar de que la composiciôn genulométrica es bastan te semejante en todo el curso fluvial, existe recalibraje a lo largo del mismo; este fenômeno es puesto en evidencia en los de pôsitos de Alfonsares situados a 100 m. de separaciôn uno del otro; la composiciôn y distribuciôn de tamanos de ambos depôsi­ tos es diferente (dep. I y II, cuadro I), siendo acusadamente mâs gruesa la localizada hacîa aguas abajo, como consecuencia de aportes de laderas y bloques de gran tamano proporcionados . por el fondo rocoso del prôpio cauce. Las variaciones de para­ métres e indices de desgaste en depôsitos localizados muy prô- ximos (depôsito 1 y 2 de la Veguina, cuadro II) también eviden- cian las modificaciones de la carga aluvial en cortos trayectos. El valor del indice de desgaste es muy variable (Cua­ dro II); sin embargo muestra, en general, una acciôn fluvial notable, quizâs disminuida en los valores estadîsticos, en pri­ mer lugar por la entrada en la carga aluvial de elementos pro- 190 cedentes de aportes latérales, y en segundo término por fuerte fraceionamiento del material de arrastre (altos valores de la mediana del indice de disimetrîa).(Fig. 8 , 9, 10 y 11)* En cuanto al material mener de 20 mm la mayor parte estâ constituido por arenas gruesas y gravas; las fases finas son poco abundantes y la fracciôn mener de 60 micras es prac- ticamente nula (mener de 0,8%). Las curvas granulométricas acu- mulativas (Fig.12) son de aspecto tendido, unas casi rectilineas, con estrangulaciones que manifiestan cierta heterogeneidad en la mezcla de materiales, otras con ascenso relativamente lento hacia los mayores tamanos, senalando porcentajes elevados de elementos gruesos. Todas ellas pertenecen al tipo de curvas mal clasificadas (S^ = 1,95 - 3,28) con mediana localizada en la fase gravillôn (Cuadro III) ; sedimentos fuertemente lavados (las arenas finas y los limos han sido evacuados facilmente). Se trata de acumulaciones forzadas (por supuesto menos la mues­ tra de la playa recogida solo como dato comparâtivo) con evo- luciôn incomplete, de tipo torrencial, en dependencia con las modificaciones sufridas en la dinâmica fluvial por los obstâ- culos que aparecen en el curso del rîo (puentes, presas, etc) y por las grandes avenidas de carâcter violente que transportan en cortas distancias los materiales en montôn y por paquetes. 191 3̂ S oo oo § iu Z o•M LO LO c •> hO vO LOto t3Z PJCO 03 tf)E (U O 03 O 3-, *— 1 A tn G 03 O o o 3h V)3h u Æ! 03 c3 G U 'C3 CP OV) 03 C G CHo3 •M rt (3 03 1— IU ■ CO co C_J hJ < 192 o o o o too o r̂ fN3 T-" cvj ïO - fvj - o o o lO o o O LO O o oo o o to LO fsi rj c: o% Oi oo CO CT)4-f . Tf s:CO cnu ZO O) o U4 w o u \o K) oo oQ 0) V fvj T± Z TJ VO LO s ►o T)- o COOt- cooa,Mo dC a,0) 4)> "d nJJ CL - i . Fig.8 . Histogramas morfometricos: de desgaste (I), aplanamiento (II). Depôsitos de Leirio, Castro y S. Colomba. M A 25 % 20 15 10 5 °( 30 % 25 20 IS 10 5 0 200 400 r Md = 211 200 400 Le Md = 188 25 25 % — 20 20 15 Md = 1 6 6 '5- 10 — 10 5 5 • 0 . 3 35 % 30 25 20 15 10 5 0 30 % 25 20 15 10 5 O Md = 1,86 Md = 1,75 Md = 1,89 200 400 Fig.9. Histogramas morfométricos: de desgaste (I) y aplanamiento (II). Depôsitos de Sanchîn, La Barrosa, Alfonsares. n r 30 % 25 20 15 10 5 0 . Md = 136 200 aJ=3 400 25 % 20 15 10 5 0 Md= 1,97 25 % 20 15 10 35 % 30 25 20 15 10 5 O Md = 171 200 400 Md = 105 200 LÜ 400 30 % 25 20 15 10 5 O Md = 1,95 Md = 1,84 Fig.10. Histogramas morfométricos: de desgaste (I) y aplanamiento (II). Depôsitos de La Veguina (I, II) y Sacadoira. t<\Q 20 % 15 10 5 0 Md = 241 200 400 n i = 00 600 25 % 20 15 10 5 0 Md = 2,09 ILon 25 % 20 15 10 5 0 Md = 3 0 2 200 400 tbh. 20 % 15 10 5 Md = 1 ,88 600 20 % 15 10 Md - 438 200 400 600 t D 3 0 r % 25 ■ 20 15 • 10 ' Md = 1,93 n Fig.11. Histogramas morfométricos: de desgaste (I) y aplanamiento (II). Depôsitos de Sueiro, Pte. Carrt. Gral., y Playa del Porcîa. n i Fig.12 .- Haz de curvas acumulativas de la fracciôn mener de 20 mm en depôsitos actuales; acusadas variaciones de paramètres e indices granulomêtricos a lo largo del curso fluvial; no obstante, existe cierta gradaciôn entre depôsitos extremes (Pte.crta.Porcia y Leirio- Villarin). M l CM CM cm' m 199 CUADRO III Depôsitos cnrva Mediana 1 .clasificaciôn S o - V V < 5 l Dispersion g ^90" ^10 Leirio- ̂ Villarin 5,6 2,04 14,8 Castro 2 4,9 2,15 14,2 Santa Colomba 4 4,4 1 ,95 12,9 Sanchis- 5 Candaosa 2,4 2,28 11,4 La Barrosa 5 6,2 1 ,96 14,5 Alfonsares 7 4,3 2,31 14,8 La Veguina g 2,4 2,28 11,4 Sacadoira 9 3,0 3,28 13,7 Sueiro ̂0 6,2 1 ,96 15,0 Pte .Ctra. gral .11 1,7 2,31 7,5 Desem f orcla A (playa) 0,23 1,22 0,24 200 5.5. Consideraciones y conclusiones sobre los procesos de la Dinâmica actual En el cauce actual delPorcîa se destaca una fuerte carga aluvial procedente de la erosiôn subaêrea de las vertien tes que tienden hacia su regularizaciôn, y de las torrenteras que descargan en el colector principal; estos colectores de segundo y tercer orden con cursos de agua en acusadas pendien­ tes y las alternancias en el curso principal de zonas agargan- tadas y ensanchamiento de valles, dan motivo a pulsaciones de corriente muy contrastadas; se observa, por tanto, fuerte al­ teraciôn de los lechos fluviales. Los abarrancamientos de mate­ riales gruesos de fondo de valle han debido ser frecuentes; en suma, el Porcîa es un rîo de carâcter torrencial relativamente moderado. Son muy abundantes los depôsitos de materiales detrî- ticos gruesos a lo largo de todo el curso fluvial; acumulacio­ nes heterométricas con valores relativamente elevados de media­ na y centilo, constituîdas fundamentalmente por cuarcitas, pi­ zarras y cuarzos, con dominio de elementos de alta fragmenta- ciôn y mâs résistantes al accionamiento quîmico. Los elementos menos tenaces como las pizarras, son eliminados par'cialmente en el fondo del cauce, unas veces por alteraciôn y otras por choque con los de mayor dureza. El rîo Porcîa drena un paîs de caractères litolôgi- cos muy homogéneos y todas las zonas de la cuenca-vertiente suministran materiales detrîticos a los cauces fluviales; por 201 tanto, la composiciôn de los depôsitos es casi constante en to­ do el curso del rîo y las diferencias de frecuencias litolôgi- cas - por ejemplo de pizarras- de unos depôsitos a otros, pue- den atribuirse a sustituciones de la carga aluvial durante las grandes crecidas y a costa de las socavaciones de las margenes del cauce que forman la base de los aterrazamientos de 2-6m. Los cuarzos son poco frecuentes en los espectros litolôgicos y su presencia a manera de vetas y pequenas bolsadas en los aflora­ mientos, es también escasa, por lo que el coeficiente de con­ centraciôn de cuarzos es muy bajo, y sôlo en las proximidades de la desembocadura en el mar aumenta por concentraciôn de es­ te elemento. Las cuarcitas y pizarras representan la composi­ ciôn principal del roquedo de la cuenca-vertiente, si bien la presencia de pizarras en los espectros litolôgicos no refleja exactamente su abundancia en los afloramientos. Arrastres longitudinales poco perceptibles y sôlo du­ rante las grandes crecidas, el transporte se verifica en montôn, sobre cortas distancias y sin marcada acciôn selectiva, como lo atestiguan los casi anâlogos porcentajes de diferentes fases de cantos a lo largo del perfil del rîo. Por ello, la presen­ cia de canales anastosomados es menos frecuente, observandose mâs el carâcter meandriforme del curso fluvial y los encaja- mientos con formaciôn de terrazas climâticas, manifestaciones morfolôgicas atribuidas a modificaciones en la actividad de la corriente (TRICART y VOLGT, 1967). 202 La variabilidad en la presencia de pizarras y cuarzos en los espectros litolôgicos de los depôsitos actuales, localizados en cortas distancias, confirma la consideraciôn de escaso transpor­ te longitudinal. El estudio morforaêtrico de cantos de cuarci- ta de 4-6cm. de longitud mayor L, asevera también la falta de arrastres generalizados de asuso a ayuso. La mediana del indice de desgaste y los parâmetros del histrograma varîan constante- mente en la mayorîa de los depôsitos estudiados, lo que eviden­ cia las modificaciones sufridas por la carga aluvial. Estas ano malîas morfomêtricas acompanadas de las fuertes variaciones in- dicadas para el grosor de los aluviones (mediana, centilo) mues^ tran la importancia de los aportes latérales de vertientes -lo que trae como consecuencia una mâxima atenciôn al tratamiento de los problemas de la desforestaciôn- y de la fragmentaciôn de los materiales gruesos en el transcurso de las crecidas episô- dicas. El aspecto de las curvas acumulativas y de la frac­ ciôn menor de 20 mm. evidencia la acusada competencia de la corriente, puesto que supone un lavado enêrgico de materiales limo-arcillosos y parte de las arenas finas y médias, aunque también es cierto que inmediatamente aparecen variaciones hi- drodinâmicas que se traducen en un cambio de actividad en la suspensiôn mecânica y como consecuencia, sedimentaciôn de par- tîculas de diferentes tamaftos con abondante fracciôn de gravas. Las numerosas presa» naturales y artificiales dispuestas en el cauce actual, frenan la corriente e introducen modificacio- 203 nés en la dinâmica fluvial. En êpocas normales, la dinâmica del Porcîa queda reduci- da a un suave accionamiento del lecho estacional; pero, las ac­ ciones violentas de las crecidas son peligrosas, puesto que dan lugar a socavaciones de orillas, amontonamientos de materia­ les detrâs de las gavillas formadas por matorral o bien tron- cos de arboles localizados en los lechos mayor y menor del cau­ ce, acumulaciones gruesas abandonadas en el fondo del valle, etc. La presencia de corrimientos de tierra en las vertientes, en forma de herradura, evidencia fuertes chubascos en la zona; en algunos sectores la capa de cantos y bloques que tapizan a los lechos se encuentra modificada y dispuesta en montones formando pavimento. Derrubios de laderas han sido arrastrados hacîa los cauces, originando acumulaciones de materiales que modifican el calibre de los mismos, es conveniente, por tanto, mantener a este paîs montanoso en condiciones geomorfolôgicas adecuadas, contribuyendo a conservât en las vertientes la cubierta vege­ tal de matorral o de tipo herbâceo, lo mâs densa posible, asî como continuât la protecciôn de las margenes fluviales con arbolado. Segûn informes procedentes de personas que habitan en el valle del Porcîa, la ûltima crecida fuerte ha ofrecido como senales de su actividad mecânica la destrucciôn de puen­ tes y la anegaciôn de aterrazamientos de cultives prôximos al 204 cauce. El puente de la aldea de Castro, conservado aûn en el verano de 1978, es una pasarela poco resistente» constituida por troncos de madera entrecruzados, que una vez destrulda, depositada en el cauce y protegida por el peso de la carga alu­ vial tiende a format una presa que dificulta el libre paso de la corriente, embalsa el agua y motiva su desbordamiento e inun- da las terrazas de cultivo. No se puede establecer con preci­ sion la valoraciôn y desarrollo de acciones motfogonêticas du­ rante las crecidas pero probablemente la elevada competencia de la corriente en esta ûltima avenida, de la que nos han infor- mado, ha desplazado los materiales por paquetes ocasionando el retroceso de orillas, fenômeno observado claramente en Mata- foyada, lugar donde el poder de destrucciôn pudo haber sido mâs enêrgico por la contribuciôn de las ondas de crecida del rîo Mazo. E V O L U C I O N C U A T E R N A R I A D E L V A L L E D E L P O R C I A : G L A C I S - T E R R A Z A S CAPITULO SEXTO 206 6.1. Introducciôn El curso del Porcîa constituye, por sti fisonomîa y por la entidad que le confiere lo estrecho y profundo de su valle, una de las arterias mejor caracterlzadas del occidente de Astu­ rias dentro de la zona estudiada por nosotros. En este capitule, nuestra contribuciôn estS dirigida a precisar el nûmero de aterrazamientos y terrazas, sus peculiari- dades y las posibles circunstancias amblentales que presidieron su génesis. Estes datos ban sido obtenidos corne resultado de nues tra cartografia geomorfolôgica realizada en el valle del Porcîa y son apoyados por el estudio sedimentolôgico de los aluviones cuaternarios del Porcla, correspondientes•a diferentes niveles de terrazas localizadas en varies perfiles topogrâficos perpen- diculares al trazado del valle. El valle del Porcîa se integra de lleno en el dominio del Navia, discurriendo en lînea S-N, con una longitud aproxima- da de veintiocho Kms. Todo el valle estâ excavado en este sector en los materiales Cambricôf medio y superior de la Serie de los Cabos en posiciôn paralela y prôxima al cabalgamiento de la Bobia y al frente del cabalgamiento basai del manto de Mondoftedo que separan las unidades del Eo y Navia, y ponen en contacte do minios paleogeogrâficos muy dispares. En lo que concierne al estudio del Cuaternario en el va­ lle del Porcîa, existe una total ausencia bibliogrâfica, solo en lo que hace referenda a la zona litoral cantâbrica compren dida entre la ria del Eo y el estuario del Navîa, fue inicia- do el estudio del Cuaternario a partir de la apariciôn del 207 Mapa de Asturias presentado al V Congreso Internacional de IN- QUA (LLOPIS LLADO y JORDA, 1957); en el estan cartogrâfiados los depôsitos periglaciares transportados per solifluxiôn y los ma- rinos de la costa occidental asturiana, estos ûltimos atribui- dos al Tirreniense (LLOPIS LLADO, 1957) ; con posterioridad a esta fecha, se ban publicado diverses trabajos acerca del ori- gen y edad de la rasa cantâbrica (HERNANDEZ PACHECO y ASENSIO AMOR, 1963; ASENSIO AMOR y NONN, 1964; MARY, 1970) emitiendo los autores diferentes hipôtesis sobre el proceso genético de este accidente geogrâfico. Este capitule supone una continua- cion de los estudios realizados sobre el Cuaternario del occi­ dente de Asturias y en el tratamos de las acumulaciones anti- guas de materiales detrîticos, cuyos resultados permiten resta- blecer los mécanisme merfogenêticos continentales en relaciôn con las oscilaciones del nivel marine. 6.2. Los depôsitos cuaternarios A lo largo del valle del Porcîa se han observado varies niveles de terrazas, situadas en ambas margenes del curso flu­ vial; para facilitar su estudio se agrupan de acuerdo con la posiciôn o altitud relativa respecte al thalweg actual del rie (fig.13 ). 6.2.1. I. Nivel + 45 m Superior a los treinta metros sobre el thalweg actual del Porcîa, solo se ha localizado una acumulaciôn en la margen derecha frente a la aldea de Candaosa, antes de alcanzar la confluencia del arroyo de Ubio; en là trinchera de un camino de UAR CANTABRICO CAMPOS SALAVE VALDEPARES LA'RODA SUEIRO MATAPOYAOj 'sacadoir ; r / ‘V.<- |ALFONSARfS " r**, .CANOAOSA* SANTA COLOMBA rozao / segAS^RQ^.,. obanz^ niseiros— I^ONTÈAvARO -< I VILLARIN U -, + 4S m.LEIRIOI % PICO OE LA BOelA ( 1 2 0 2 m.) Fig. 13. Plano de la cuenca del Porcîa con la situaciôn de los diferentes niveles de terrazas. Escala original 1:50.000 209 montana aparece el corte visible en una longitud de cincuenta metros y potencia muy variable de unos lugares a otros, con e£ pesor maximo de 2 m. Aluviones en masa, sin estratificacion, de tamanos de cantos pequenos y medianos que muestran acusada heterometrîa, mezclados con cantos grandes aislados en el con- junto de la formacion, algunos de ellos incorporados a la an­ tigua carga aluvial por aportes latérales (Lâmina XIV a). En la composiciôn litolôgica las cuarcitas son muy abundantes en todas las dimensiones de cantos, con un mâximo bien destacado en 4-6 cm; los fragmentos de pizarras quedan muy disperses en el deposito (Cuadro I). Nivel mal delimitado respecte a la vertiente sobre la que se acomoda o amolda, ofre- ciendo fuerte pendiente hacia el curso del rîo. Recubren a es­ ta acumulaciôn fluvial una masa de coluviones que impide ob­ servât el reborde de la terraza. La fracciôn fina que rodea a los materiales gruesos estâ constituida por gravas y arenas con cantidades aprecia- bles de elementos menores de 60 micras (7,4%). La curva acumu- lativa (fig.19) muestra muy mala clasificaciôn (So = 4,24) y aspecto rectilineo, salve en las proximidades con la fase ar£ nosa muy fina, en la que présenta una meseta y salto brusco hacia la fracciôn limosa, lo que evidencia una mezcla de mate­ riales muy fines procedentes de las alteraciones de esquistos pizarrosos, que tuvieron lugar con posterioridad a la forma­ cion del deposito de la terraza. Lâm. XIV A) Candaosa, Terraza + 45 m. Aluviones en masa sin estratificar, nivel mal delimitado respecto a la vertiente. B) Glacis terraza sobre el que queda colgado el nivel + 25 m del Porcla en Matafoyada. (I lam. XIV 212 La existencia de este nivel fluvial guarda relaciôn con un depôsito que analogamente se encuentra en la "rasa" a » 45 m, sobre la ensenada del Porcîa con claro retoque marino; este date es interesante a la hora de determinar la cronologîa de esta terraza, la mâs alta que hemos encontrado sobre la cuen ca del Porcîa, ya que el hecho de encontrarse al mismo nivel ' y con claro retoque marino indica que cuando la rasa se formô ya existîa la terraza, lo que permite suponer que la edad de la terraza es anterior o se corresônde con la edad en que se formô la rasa, lo que equivaldrîa a que ambas pertenecen al interglaciar Mindel-Riss (Tirreniense I). De este hecho se de­ duce que cuando la rasa se formô ya existîa el rîo Porcîa y su cauce se encontraba enfonces a + 45 m sobre el thalweg ac­ tual .(Fig. 14). 213 CUADRO I COMPOSICION GRANULOMETRICA Y LITOLOGICA (Candaosa) cm Cl PI Ql 2-4 14 3 4-6 37 3 - 6-8 20 1 8-12 15 2 - 12-16 4 • - - 16-24 1 - - Md de grano = 6,0 cm Centilo = 20,0 cm 214 MORFQMETRIA (Candaosa) Md indice de desgaste = 262 I < 100 = 0 I > 500 = 4 histograma = 150-200 300-350 450-500 Md indice de aplanamiento = 1,97 I < 1,5 = 9 I > 2,5 = 17 histograma = 1,75-2,00 Md indice disimetrîa = 683 rasa nivel + 45m 20 15 7o 10 5 n ICO 200 I ■ “ 20 Hd = 495 15 7o 10 ~T~n D 400 600 800 Md = 1 ,94 Candaosa nivel + 45 m . 25 25 — 20 - — 20 - 15 - 15 . 7o Md 262 % 10 10 5 ■ 5 n . —1— 1— 1— Ï n — 200 40 0 600 800 1 Md = 1 ,9? tL J I I I Fig. 14. Histogramas morfometricos de desgaste (I) y aplanamiento (II). Nivel + 45. Candaosa y nivel + 45 rasa sobre la en senada del Porcîa. 216 6.2.2. II. Niveles superiores o prôximos a los 25 m (Cuadro II) Depôsitos correspondientes a estos niveles se han loca­ lizado en ambas margenes del cauce actual; la situaciôn de las acumulaciones observadas son las siguientes: - Nivel + 2 5 m Castro Encontrado en un camino particular que desde la aldea de Castro desciende a Vega da Isla; el corte visible que apa­ rece en la base de la trinchera del mencionado camino, recien temente abierto en estos parajes, ofrece una potencia de ape- nas 70 cm sobre uno;10 m de longitud. Se trata de un desmonte de 2-3 m de altura, cuya parte media estâ constituida por an- tiguos aluviones que forman un depôsito de solifluxiôn, con bloques relativamente concentrados y que retubren a la terra­ za, siendo a su vez fosilizados por un derrubio de ladera re­ lativamente reciente. La terraza queda mal delimitada respec­ te a la vertiente y acusa fuerte pendiente en direcciôn al thalweg"del rîo. El subtrato es de cuarcitas y pizarras,(Fig.15A). - Nivel + 25 m. La Barrosa En la aldea La Barrosa, kilometre 19,500 de la carre- tera Porcîa-Lagar, aparece un nivel a + 25 ra sobre el thalweg actual del rîo; se trata de un repiano localizado en la base de una vertiente regularizada y ocupa la mayor parte de un amplio meandro. Pequeflo corte visible, en las trincheras ba- jas del camino vecinad que va al caserio de Momeân, de poten­ cia relativamente pequefia; aluviones homomêtricos con mediana 217 de grano incluida en las dimensiones de cantos pequenosy bajo valor del centilo; composiciôn litolôgica casi exclusivamente cuarcitosa (891) con muy débiles porcentajes de pizarras y cuarzos; algunos elementos fueron incorporados a la carga alu­ vial por aporte lateral. Terraza no bien delimitada respecto a la vertiente, con pendiente fuerte hacia el thalweg del rîo y formaciôn de escarpe bien neto con descenso brusco al nivel mâs bajo (+12m); substrato cuarcitoso. Recubren a la terraza materiales de arrastre de laderas. Cantos de cuarcita con marcado desgaste y valores de mediana bastante prôximos a la terraza de Castro. (Fig.1 SB). 218 CUADRO II COMPOSICION GRANULOMETRICA Y LITOLOGICA DEPOSITOS Castro Cl PI Escala dimensional cm. 2-4 4-6 6-8 8-12 12-16 16-24 24-40 Md I I 36 28 1 1 Cl PI Q% Matafoyada Cl PI Q% 11 2 29 3 17 1 La Barrosa Cl 43 26 14 4 PI 6 2 1 - Ql 2 - - - La Veguina (margen Dcha) Cl 20 35 14 17 PI 1 1 - - Ql 1 _ _ _ La Veguina (margen Izqda) 25 34 12 1 2 7 1 1 - 20 19 2 1 I cm Ce cm 4,4 48,0 (C) 4,0 13,0 (C) 5,5 45,0 (C) 5,0 28,5 (C) 6,5 25,0 (C) 219 CUADRO II (Continuaciôn) COMPOSICION GRANULOMETRICA Y LITOLOGICA Escala dimensional cm. DEPOSITOS 2-4 4-6 6-8 8-12 12-16 16-24 24-40 Md Ce I % % I % % % cm cm Sueiro Cl 5 32 22 17 10 2 - 6,5 42,5 (C) PI 1 4 3 2 - - Ql 1 — — — ,— — — C= cuarcitas; P= pizarras; Q= cuarzos; Md= mediana; Ce= centilo 220 tj c'O •HUrt 3C •H4->a ou üî I o LO O O to o CM O O CvJ (XI o o O LO o % o t^ LO w (XI o o to LO +-> A /\ 0> •H ncd Ccd LO a\ \o O. 00 cd V • (XI 00 %) a> o> z Csl o o O o o O o o LO o LO to o fsj 4-> /\ V) Cd tu 0) o o oO V to (Xi vOz to \o t— V)o Cd cd cd H (O cd Co •H J=î O' V) k, 0 O 0 O o M (30 'XJ ÜO «X M cd <1> 0) m 4-> PQ > w > u Q V> cd cd Cd cd Cd cd O *-4 _3 221 rt k, 4-1 0> e•H t3 m VI 5: •r4 \o "3 LA o O S O LO 4-1 vO 3 0) •H e nJ C c3 LO 1-4 - fsl '—' D- C nJ \o •H i j • U t-4 ta H en 3 •3 OO c E S O 3 O 4-1 LO V) (X-ta M V) 3 O "3 o ( ÿ o o o c m o o to s coot-> coop-wQ aT)rtXO44 nJ •+J % OM 0)3 CO 2 2 Z 25 % 20 25 % 20 10 200 400 Hd = 243 hQ] 600 10 Hd = I ,9 t t r u 25 7o 20k 30 % 25 20 15 To ■ 5 Md = 232 200 1 n-i ^ 400 600 Md = 166 200 tk 400 20 % 15 10 5 35 7, 30 25 20 15 lO Hd = 2,17 Th-,- Md = 1,92 1 Fig.15 Histogramas morfometricos de desgaste (I) y aplanamiento (II). Nivel + 25 m; depôsitos de Castro, La Barrosa, La Veguina (margen derecha) . Lâm. XV A) Terraza bien delimitada respecto a la vertiente, fosilizada por derrubios de ladera. La Veguina. Nivel + 25 m. B) Detalle de la terraza + 25 m en Matafoyada. Aluviones caôti- cos, con abundantes cantos heterometricos. m lam. XV 225 - Nivel + 25 m. La Veguina (margen izquierda) Entre los kilomètres 16 y 17 de la carretera Porcîa-La­ gar y en ambas margenes del rîo se ofrecen niveles a + 25 m. En la orilla izquierda, lugar denominado La Veguina, apa rece un corte visible de 30 m de longitud en una trinchera del ca mine vecinal que comunica la carretera general con los caserios de las aldeas. Aluviones fundamentalmente de cuarcitas (algunas rotas por la acciôn de hielo-deshielo), no estratificados ni cementados, con numerosos bloques pequefios entre los que se en­ cuentra el centilo (28,5 cm). Terraza bien delimitada respecto a la vertiente, recubier ta en algunos puntos por derrubios de ladera, con pendiente acen- tuada hacia el thalweg, brusca ruptura y formaciôn de un escarpe neto. Substrato irregular pizarroso. (Fig* 16A) - Nivel + 25 m. La Veguina (margen derecha) En la margen derecha del curso fluvial y a lo largo del camino vecinal que atraviesa la aldea de Jaren, aparecen varies certes visibles de un métro de potencia. La distribuciôn de la carga aluvial en el espectro es muy anâloga al mismo nivel de la orilla izquierda, con una granulometrîa ligeramente mâs hete rométrica y gruesa, pero con una composiciôn litolôgica semejan te (97% de cuarcitas) , muy fuerte alteraciôn de las pizarras y desgastes débiles. (Fig. 15C). Terraza bien delimitada respecto a la vertiente, fosil_i zada por derrubios de ladera con espesores de 1-2 m. Ligera pen diente hacia el thalweg con cambios bruscos hasta alcanzar el aterrazamiento de fondo de valle;aluviones con numerosos bloques concentrados. (Lâmina XVa). 226 - Nivel + 2 5 m Matafoyada En el kilomètre 14,300 de la carretera de Porcîa a La- gar, camino vecinal hacia Matafoyada, aparece en las trinche­ ras, tanto de la referida carretera como del camino vecinal, una acumulaciôn situada a + 25 m (Lâmina XVb) sobre el cauce actual del Porcîa y en su margen izquierda. Se trata de una Clara terraza fluvial de aproximadamente 150 m de longitud y anchura variable de 20-50 m.; potencia visible de 1-2m., con fuerte pendiente hacia el thalweg del rîo y cambio brusco de caida a un aterrazamiento de fondo de valle donde queda enca- jado el curso fluvial actual. Coincide en los alrededores de este paraje la confluencia del mâs importante colector secun- dario del Porcîa, el rîo del Mazo. Sobre un substrato irregular pizarroso se dispone l!a acumulaciôn detrîtica, constituida por cuarcitas areniscosas sensiblemente alteradas, que alternan con otras duras y com­ pactas y escasos elementos pizarrosos. Masas de aluviones caôticos,dispuestos a manera de bolsadas (Lâmina XVb), con algunos bloques pequefios relativamente concentrados y abundan­ tes cantos de carâcter heterométrico, que forman junto a las gravas y limos, la parte mâs esencial del material de arras- tre'i Cantos de cuarcita rotos en dos porciones por un piano paralelo a su eje principal, indican fenômenos de gelifracciôn (ASENSIO AMORyGOMEZ MIRANDA, 1980a). Terraza no bien delimi­ tada respecto a la vertiente, se adosa a la base de ella y se extiende como una continuaciôn morfolôgica de la misma (fig.16B) 25 % 20 15 10 35 % 30 25 20 15 10 5 ; 0 ■ Md = 167 200 i m 400 Md = 2 3 8 200 LCb 20 % 15 Md = 2,48 400 600 30 % 25 20 15 10 5 0 Md = 1,89 In 20 20 10- Md =225 50 600200 40 0 Fig.16. Histogramas morfometricos de desgaste (I) y aplanamiento (II). Nivel + 25m. La Veguina (mar. izquierda), Matafoyada, Sueiro. 228 Fosilizando al material de la terraza se dispone un coluviôn probablemente arrastrado por solifluxiôn mâs o mènes pastosa y constituido principalmente de materiales pizarrosos. Con posterioridad a la formaciôn de la terraza la vertiente ha sufrido encajamientos de colectorcs secundarios que han roto la uniformidad de este nivel + 25 m. - Nivel + 25 m Sueiro En la trinchera de una carretera en construcciôn para lela al curso del rîo, en el paraje de Sueiro, sobre roca "in situ" constituida por materiales cuarcitosos y pizarrosos, con fuerte buzamiento hacia el cauce fluvial (Lâmina XVI b) ; el corte visible ofrece un métro aproximadamente de potencia. Materiales heterométricos, desordenados, con bloques concen­ trados en la masa de cantos àe todos los tamafios, en parte de aportes latérales (Lâmina XVI a,c). Elevados porcentajes de cuarcitas con cantidades poco significatives de pizarras y algûn elemento de cuarzo. El valor del indice de desgaste es superior a 200 de acuerdo con el caracter de la mayorîa de los depôsitos correspondientes al nivel de + 25 m.(Fig.16C) Terraza bien delimitada respecto a la vertiente y con acusada inclinaciôn hacîa el cauce actual del rîo. Recu­ bren al depôsito fluvial materiales de aportes de vertientes y un suelo cargado de materia orgânica. Los diverses.depôsitos que han sido localizados a esta altitud relativa sobre el cauce, pertenecen a un mismo Lâmina XVI a) Masa de cantos heterometricos y bloques concentrados. Ni­ vel + 25 m. Sueiro. b) Sueiro. Terraza + 25 m sobre un substrato de cuarcitas y pizarras. c) Detalle de la terraza + 25 m. Sueiro. lam. XVI LA S A R A O S A e • • • o W LA V E G U I N A rorcid + 1 2 m « * 5 : CANOAOSA+ 45m W G L AC IS M A T A F O Y A D A ctra R tc^ P o t c i o Of O O mot. d e t r l t l c o 251 nivel de acumulaciôn fluvial cuando el rîo Porcîa discirrîa a + 25 m sobre el thalweg actual. En cuanto a la granulometrîa todos los depôsitfs estân formados por materiales heterométricos con medianas de cantos pequenos comprendidas entre 4,0 cm y 6,5 cm. El porceniaje de cantos pequefios mâs elevado, asî como el centilo de ma^or di- mensiôn, corresponde al depôsito de Castro. En cuanto i la 11- tologîa,^ es muy semejante en todas las terrazas, el ma'erial prédominante es la cuarcita, encontrandose siempre en m a pro- porcion mucho menor las pizarras y siendo escasa la prtsencia de cuarzos, representados solo en 1 6 2%. Por lo que respecta a la morfometrîa, los depôsitos ofre^ cen valores muy altos de aplanamiento (1,89-2,48), fuerte di- simetrîa y desgaste acusado (166-243). Si comparâmes eïtos in­ dices, con los valores actuales en estos mismos lugarfô, no se observan grandes diferencias a excepciôn del desgaste ^ue en general es mâs acusado en los niveles de terrazas que en el actual, lo que podrîa indicar mayor eficiencia de las acciones fundamentaimente fluviales, corriente mâs violenta que la ac­ tual, o bien fuertes pulsaciones del regimen. El material que forma estos niveles de terraza procédé en parte del aporte fluvial y en gran medida de los arrastres de vertientes; se trata por tanto de glacis-terrazas formados por aluviones traidos por el rîo, cuando este circulaba a + 25 m sobre el thalweg actual y otros, la mayorîa, pioceden del arrastre de vertientes. 232 6.2.3. Niveles superiores o prôximos a los 10 m (Cuadro III) - Nivel + 10 m. Niseiros Castro En la carretera Niseiros-Castro, margen derecha del Por cîa, aparece en las trincheras de la misma un corte visible de 15m de longitud y 1,5 m de potencia; repiano de la terraza bien definido respecto a la vertiente, con suave pendiente hacia el curso fluvial y cambio brusco hacia el nivel de aterrazamiento mâs bajo, Aluviones heterométricos con numerosos bloques concen trados procedentes de aportes de ladera - a través de vertien- tes o de barrancadas donde se encajan colectores secundarios in termitentes dispuestos desordenadamente. Substrate irregular de cuarcitas y recubriendo a la terraza materiales sol ifluxionados . - Nivel + 10 m. Sanchin En la carrtera de Porcîa a Lagar, Km 21, lugar conoci- do por Sanchin, se ofrece un buen corte de la terraza + 10-12m, de unos très metros de potencia, con ligera pendiente hacia el thalweg del rîo cuya base visible se encuentra aproximada- mente a nivel d e l cauce actual (Lamina XVII a,b). Materiales desordenados, con bloques concentrados -pro cedentes algunos de laderas prôximas- entre una masa heterom^ trica de cantos y gravas. Terraza bien delimitada respecto a la vertiente, con un substrate irregular de cuarcitas y recu- bierta de una capa de limos de variable espesor y de mayor po­ tencia en direccion al curso fluvial. ,23 Lâmina XVII a) Terraza + 10 m de Sanchin; el derribo de una cuadra anti­ gua para rectificar su construcciôn, permitio el corte vî sible de esta terraza. b) Nivel + 10-12 m. Terraza de Sanchin, la base visible se encuentra a nivel del cauce actual. r - S l a m XVII Lâm. XVIII A y B) La Barrosa. Terraza + 10 m en la margen izquierda del Por­ cîa con fuerte pendiente hacîa el thalweg, sobre un substra­ te de cuarcitas. C) La Veguina. Terraza + 10 m en la margen derecha del Por­ cîa; litologîa de cuarcitas y pizarras. f lam. XVIII 237 - Nivel + 10 m. La Barrosa Proximo a la carretera de Porcia-Lagar, Km 19,500 y por debajo de la ya descrita terraza + 25 m. de la Barrosa, se pré­ senta un repiano a + 10 m sobre el cauce actual del rîo, de 50 m de longitud y 30 m de anchura, con potencia visible de 1,5 m. Materiales poco gruesos, no alcanzando dimensiones superiores a 16 cm., con bajo valor del centilo. Terraza con fuerte pendien te hacia el thalweg y reborde suave; substrato de cuarcitas (Lâmina XVIlia). - Nivel + 10 m. La Veguina En la margen derecha del Porcîa, siguiendo la carretera i que condude a Jaren, se encuentra la terraza + 10-12 m, corte visible de 1 m de potencia con ligera inclinaciôn hacia el thal­ weg del if^o; aluviones de cantos y bloques pequenos no estrati- ■! Vficados jiji cementados (Lâmina XVIII c) . ■I /\r üNivel * 10 m. Ensenada del Porcîa !| i iFlnalmente, en la margen derecha de la ensenada de Por icîa se ofîjecen varios certes colgados de los acantilados de pi - ' fzarras y quarcitas, a 10-12 m sobre el nivel medio de las ma- reas, con jpotencias que sobrepasan los 4 m . (Lâmina XIX a,b). il Aluviones con marcada heteromêtria, numerosos bloques concentraios, en su mayorîa de cuarcitas y gran cantidad de cantos de pequehas dimensiones (2-8 = 79%) de analoga naturale- za litolôgica; las pizarras y los cuarzos son muy escasos. Lâmina XIX a) Acantilado prôximo al mar en la ensenada del Porcîa, en el se observa la terraza + 10-12 m del Porcîa. b) Detalle del mismo depôsito. g # » l a m . X I X 240 La posiciôn de este depôsito, localizado sobre acanti­ lados prôximos al mar pudiera ser motivo para atribuirle una genesis marina o al menos de retoque marino, sin embargo, los caractères sedimentolôgicos que ofrece el material . dominio de elementos cuarcitosos . sensible heteromêtria no solo en el eapectro de ma­ teriales gruesos sino también en los menores de 20 mm . desgaste relativamente marcado permite considerarlo bastante semejante a las acumulaciones anteriormente descritas para los niveles + 10-12 m y con pro- ceso genético tipicamente fluvial-torrencial. DEPOSITOS 241 CUADRO III COMPOSICION GRANULO.METRICA Y LITOLOGICA Escala dimensional cm. 2-4 4-6 6-8 8-12 12-16 16-24 24-40 40-60 Md Ce 9 9 Î Ç 1 Î ? 9 Castro Cl 20 32 15 15 6 5 3 - 5,9 48,0 (C) PI - 1 1 1 1 - Q 0 — — — — — — — — Sanchin Cl 5 26 25 17 11 9 2 - 7,5 37,0 (C) PI - 1 1 1 1 - - QI — 1 — — — — — — La Barrosa Cl 25 35 18 17 2 - - - 5,4 13,0 (C) PI — 1 — — — — — — Ql 1 1 - - - - Ens.Porcîa Cl 24 35 14 8 7 3 1 1 5,5 52,0 (C) PI - 3 1 - - - 1 Ql — 1 1 — — — — — C= cuarcitas; P= pizarras; Q= cuarzos ; Md= mcdiana de grano; Ce= centilo. 242 a uc4 3C C ou CCj Vi4-> 4) B o to •xfz TJ cCi t%l O to o LO +J •S oo3 C4 to0>•He C? 3td to II i-H3 t— oo 6 rt N/u \0 t-t O ’TJ o> o\o o o o Ln uo LO o o fvj to T— (N to o o Pit-i z cPUPiQ 0)"3 / \ N/ vO C/D O H C/5 O P.w Q rtCJ Xu 3rt CO o u, M ctf m 3i-j u u, oCU V)cw 35 30 20 Md =205 400200 Md =/238 200 D 20 % 15 10 5 - 0 Md = 2,20 Md = 2,21 rt JO 400 — , Md = 111 LL 25 % 20 15 10 51- O Md- 1,92 C k C L 3_ 200 400 600 "1 2 3 4 5 Fig. 17. Histogranias morfomctricos de desgaste (I) y aplanamiento (II). Nivel + 10m. Castro, Sanchin, La Barrosa. 20 % 15 10 5 0 Md = 264 200 400 D 600 30 % 25 20 15 10 5 0 Md = 1 , 8 7 m Fig.18. Histogramas morfometricos de desgaste (I) y aplanamiento (II). Nivel + 12m. Ensenada del Porcîa. 245 Los niveles fluviales + 10-12 m son visibles en ambas margenes del rîo Porcîa. En su granulometrîa los aluviones ofre cen bloques y cantos de naturaleza pequena e intermedia predo- ? minantemente (Md = 5,4 cm-7,5 cm), registrandose para estos niveles medianas de grano mas elevadas en comparaciôn con las , obtenidas en los niveles + 25 . Los centilos en cuarcitas al- I i canzan el tamano de bloque pequeno (Ce = 37-52 cm) excepte cl de la Barrosa (Ce = 13 cm). La composiciôn litolôgica global indica fuerte preponderancia de materiales cuarcîticos, todos ellos pertenecientes a la Serie de los Cabos (Ordovicico med- sup) . El desgaste (Md.Id = 205-264) se asemeja bastante al encontrado en los niveles + 25 m (Cuadro II) y se encuentran dentro de un claro dominio fluvial; la mediana de disimetria alcanza valores altos resultado de un fraceionamiento fuerte del material.(Fig. 17 y 18). Interês especial ofrece el nivel de terraza + 1 2 m que aparece sobre la ensenada del Porcîa (Lâmina XIX), sus aluviones presentan fuerte heterometrîa con representaciôn en todas las escalas; la mediana se encuentra comprendida entre los cantos pequenos. Su indice de desgaste (264) conduce a pensar en una genesis fluvial de parecidas caracterîsticas a los otros niveles + 12 que aparecen a lo largo de toda la cuen ca del Porcîa, los aluviones de esta terraza situada sobre la ensenada del Porcîa no presentan retoque marino, lo que nos lleva a disentir de la reciente pub 1icaciôn de la hoja de Ri- 246 badeo por el IGME que considéra a este nivel como un depôsito marino formado por dos niveles, a 13-14 m y a 6 m, que corre^ ponderian respectivamente a los interglaciares Mindel-Riss y Riss-Wurm por analogîa con los depôsitos de la parte orien­ tal de Asturias. Segûn nuestras investigaciones este nivel co rresponde al nivel + 12 del rio Porcîa y no ha sido afectado por ninguna transgresiôn marina, lo que équivale a decir que es posterior a ellas. 6.2.4. Niveles de alterrazamiento a 1-3 m. (Cuadro IV) Son los que ocupan el fondo de los valles a lo largo de todo el curso del Porcîa y donde queda actualmente encaja- do el cauce del rîo. La denominacion de aterrazamientos en lu gar de niveles de terrazaspropiamente dichas, estâ basada en la consideracion de ser materiales de fondo de valle, que evi- dentemente se encuentran ocupando la base de las vertientes y que aparecen con mas fecuencia en los ensanchamientos del curso fluvial. Son numerosos los lugares en los que el Porcîa ha pro- porcionado aterrazamientos. Para su estudio solo considera- remos las acumulaciones siguientes. - Nivel 1-3 m. Candaosa Un corte visible originado por una gran avenida que arrastrô parte del material aterrazado, se encuentra en Can­ daosa proximo al Km 21 de la carretera de Porcîa a Lagar; ocupa este nivel 2-3 m. sobre el cauce actual y todo el fon- 247 do del valle, con suave pendiente hacia eJ thalweg del rio, descansando sobre un substrato irregular qua no siempre es observable. Aluviones de analogos caractères a las acumulaciones del curso actual del rio en cuanto a su composiciôn litolôgi­ ca y granulométrica (ASENSIO AMOR y GOMEZ MIRANDA, 1980 b) , Depôsitos de frecuentes bloques dispuestos desordenadamente y fosilizados por una capa de limos que acompana a la cubier- ta vegetal del fondo del valle. Los limites del aterrazamien to son netos respecto a la vertiente y forma un talud vivo que corresponde al encajamiento del cauce actual del Porcîa. - Nivel 1-5 m. Matafoyada En la margen izquierda del rîo y en las proximidadcs de Matafoyada, se ofrece un corte visible de 2-4 m. sobre el thalweg actual del rîo y de 1,5 de potencia. Se trata de un nivel con elevado porcentaje de aluviones gruesos, bloques relativamente concentrados en la masa desordenada de la acu­ mulaciôn y varios mâximos en el histograma granulometrico; es un carâcter tîpico de depôsito situado en la confluencia con un importante colector secundario (rîo del Mazo). La composiciôn litolôgica de carâcter local y su di^ tribuciôn en el espectro, es semejante a la de muchos depô­ sitos actuales. Aterrazamiento bien delimitado respecto a la vertiente, con superficie horizontal y sin apenas inclinaciôn hacia el curso fluvial. Escarpe neto hacia el cauce actual; no se observa substrato. 248 CUADRO IV COMPOSICION GRANULOMETRICA Y LITOLOGICA Escala Candaosa Matafoyada Pte.Carretera ( 0 cm C% P% C% P% 0% Cl PI Q' 2-4 5 4 3 27 4 4 2 1 - 4- 6 28 9 1 19 3 1 1 2 - 1 6 ~8 20 3 - 13 1 1 26 1 1 8 1 2 1 5 2 - 14 1 - 42 1 4 12 -16 3 1 - 3 - - 7 - 1 16 - 24 4 - - 7 - - 1 - - 24 -40 2 - - 1 - - - - - 40 - 60 - - - 1 - - - - - Md grano 6 ..0 cm 5, 3 cm 8,5 cm Contilo 44 ,0 cm(C) 6 8,0 cm (C) 24,3 cm 249 T. X/ octJ t3Cn)cj rt rt O rt rtZ o 250 - Nivel 1-3 m. carretera general Por ùltimo, proximo al cruce de la carretera general de Oviedo a La Coruna -sector Tapia de Casariego-Navia- el Porcîa muestra amplia expansion del cauce, con un lecho mayor y otro de grandes avenidas mâs el nivel de aterrazamiento a + 2-3 m. La carga aluvial de este ültimo es totalmente seme­ jante a aquella del cauce actual; las crecidas episôdicas han motivado un ensanchamiento del cauce por socavacion de orillas Se observa la presencia de un escarpe neto del aterrazamiento. 6.2.5. La fraccion de arenas on los depôsitos de terrazas En el cuadro V observamos los resultados obtenidos de la distribuciôn de tamanos de la fracciôn inferior a 2 mm; este muestra que la matriz fina que engasta a los elementos gruesos es heteromêtrica: todas las fases arenosas estan en general bien representadas. Los valores de medianas son muy variables ;se intcgran en casi todos los depôsitos en la secuencia de grava-arena gruesa (2,53-1,07) excepte en las curvas E, G, (0,11-0,27) (fig. 19 ) que corresponden a arenas finas y muy finas y en la il, K (0,60-0,68) que pertenecen a arenas médias. Todas las curvas muestran muy mala clasificaciôn (S^ = 2,28-4,81), también bay que destacar la existencia en algunas curvas de varias rupturas o estranguladones que de- notan la presencia de modificaciones por mezclas de materia­ les de origenes diferentes. 251 §Q gU co §H ICTj f" in u~i U» fO lO c*") lObc > > C3 01 M > V ne ce C5 ce CO 4-» 0) d d 4-1ce ce ce ce ce te ce ce 3 te ce d ce teu u CJ> ♦J hJ % w u S r? Fig.19 Haz de curvas acumulativas de la fraccion menor de 20 mm en acumulaciones antiguas, la presencia de variables pe- ro sensibles cantidades de limos (tamanos menores de 60 micras) es el carâcter de maxima diferenciacion ge­ neral con las acumulaciones actuales. -^3 A\ p" or 254 6.3. Consideraciones finales El valle del Porcîa tiene iin conjunto de terrazas flu­ viales correspondlentes a niveles de + 45 m; + 25 m; 12 m , y aterrazamientos o depôsitos de materialcs que ocupah las marge nes de los lechos con escarpes de 1-3 m, sobre el cauce actual. Desde el punto de vista sedimentolôgico los aluviones ofrecen diferencias poco sensibles. Caracterîsticas comunes a todas las acumulaciones son las siguientes: - Las cuarcitas son dominantes o exclusivas en la com- posiciôn litolôgica de todos los depôsitos (89%-97%) y se dis- tribuyen en las dimensiones de cantos y pequenos bloques. Los elementos pizarrosos son escasos (1 % -10%) no alcan zando en general, tamanos superiores a cantos medianos; a pe­ ser de que los ^floramientos son en gran parte pizarrosos di- ficilmente sobrepasan por têrmino medio, el 5% de la composiciôn litolôgica de la carga aluvial antigua. El fuerte fraceionamien- to de las pizarras y su acusada alteraciôn, motiva la escasez do este elemento. Los cuarzos estân ausentes ô su presencia en cl espec- tro petrogrâfico se reduce al 1-2%. - Materiales con relative grcsor ofreciendo valores muy variables de mediana de grano y centilo; acumulaciones he- terométricas, con un mâximo en la secuencia de cantos pequenos. Transporte longitudinal generalizado acompanado de abondantes 255 aportes periglaciares de vertientes (ASENSIO AMOR y GOMEZ MIRANDA, 1980 a) que modifican en cortos espacios los caractères granulo- metricos de cada deposit©. Se trata de glacis-terrazas, en cuya formacion detrîti- ca se mezclan los aportes del curso fluvial con el deslizamien- to de las masas esquistosas procédantes de las vertientes en el curso de su regularizaciôn; en ocasiones queda el material de ladera fosilizando a la terraza. - Altos valores de desgaste indican fuerte actividad de la corriente en un regimen de tipo fluvial-torrencial. Indi­ ce de disimetrîa alto como resultado de acusado fraccionamiento del material. - La fracciôn mener de 20 mm es muy heterométrica. Cur vas acumulativas (fig. 19 ) con mala clasificaciôn (5^ = 2,28-5,77) y altos valores de asimetria. La granulometria es caracterîst ca de depôsitos fluviales mal clasificados y modificados con posterioridad a su formaciôn. - La dataciôn es dîficil por la ausencia de indicios paleontolôgicos. Del nivel superior a + 45 m. solo se ha locally zado un depôsito con escasa diferenciaciôn topogrâfica en el interior (Candaosa) y otro en la desembocadura con retoque ma­ rine; la semejanza de resultados obtenidos para los niveles medio y bajo permite considerar los depôsitos como acumulacio- nes de materiales de vertientes, propias de fonde de valle, con le que la genesis de estas terrazas séria de tipo climâtico. 2 56 La posiciôn de las terrazas, extendidas a lo largo y en las zonas inferiores de vertientes en vîas de regularizaciôn, con sensible inclinaciôn hacia el curso fluvial, conduce a con­ siderar estas acumulaciones como formadas en la parte terminal de un glacis. Uno de los glacis-terraza que establecen la morfologîa de las partes inferiores de las vertientes y que se présenta con mas nitidez, es el de Matafoyada, cuyo depôsito, constitué do por materiales bastante elaborados, descansa sobre la super­ ficie de la ladera inclinada hacia el thalweg del rio (Lâm. XIV) Por analogîa con otros glacis-terrazas del limite galaico-astôr y prôximas a este sector occidental asturiano, se pueden atri- buir a las ûltimas fases de la morfogênesis del Tirreniense I (ASENSIO AMOR y NONN, 1964; NONN, 1966). Si considérâmes que en Candaosa existe un nivel de te­ rraza + 45 m y que sobre la ensenada del Porcîa aparece tambiên el nivel + 45, encontrandose este ûltimo accionado por el mar, se puede deducir que el rîo ya estaba formado y circulaba a + 45 m sobre el thalweg actual cuando el mar invadiô la rasa y accionô los materiales que sobre ella se encontraban; pos- teriormente el rîo continuô su progrèsivo encajamiento, de mo = do que cuando el cauce se enciientra a + 10-12 m sobre el thal­ weg actual no existe ya ninguna nueva invasiôn del mar, dado que este nivel + 10-12 m que aparece en la ensenada no présenta modi f icaciôn marina. 257 El nivel + 25 no estâ representado en la ensenada del Porcîa, no ha sido observado por nosotros, lo que no nos permite saber si la transgresiôn marina afecto, o no a este nivel de terraza. El encajamiento que présenta la red fluvial es muy grande y segûn la genesis de las terrazas se habrâ producido en un tiempo relativamente breve, lo que llevarîa a admitir una tectônica cuaternaria, ya que résulta dîficil pensar que fuese debido a un proceso de erosion normal o de epigenesis. MARCOS (1973) considéra que después del plegamiento hercînico no se han producido en esta zona nuevas manifestaciones tectô- nicas; nosotros no encontramos que otro hecho pueda justificar tan fuerte encajamiento en un tiempo relativamente breve. Lâm. XX A) Vertiente nor-occidental del pico de la Bobia, fuertes pendien tes con vcgetacion de matorral y barrancadas de pequena longi- tud. Nacimlento del rîo Porcîa. B) La Veguina, en el valle del Porcîa. Vertiente con irrcgulari- dades y ruptura de pendiente por la presencia de replanos que corresponden a tipos de rocas (cuarcitas) de mayor resisten- cia erosiva. Valle a fondo piano. 0 I a m. XX A C T I V Î D A D R S M O R F O G C N E T I C A S Y M A N I F E S T A C I O N E S M O R F O D I N A M I C A S n E L A C U E N C A - V E R T I E N T E D E L S U A R 0 N CAPITULO SEPTIMO 261 7.1, Geomorfologîa dinâmica de la cuenca del Suaroii; los trans­ portes solidos en las grandes crecidas. Introducciôn Los efectos producidos como resultado de los fuertes chubascos y grandes crecidas que tienen lugar con carâcter epi- sôdico en el limite galaico-astûr y mas concretamente, en el Te_r mino Municipal de Vegadeo acompanados del desbordamiento de las aguas del Suarôn, se consideran a nuestro modo de ver, etapas su- cesivas en la evoluciôn geomorfolôgica de una cuenca vertiente cuyo comportamiento estâ en estrecha relation con el carâcter fisiogrâfico y geogrâfico del pais y con la morfodinâmica de la red fluvial. La observation de todos los fenômenos que se produ- cen, las consecuencias que tienen asî como la posibilidad de que no vuelvan a repetirse o al menos reducir al mînimo su fuerza de action, dependientes de la morfologîa del territorio y de la dinâmica de crecidas de los rios, permiten comprender los diferen tes aspectos de los resultados catastroficos de las grandes ave- nidas. Se trata de un tema en conexiôn con importantes intereses sociales y de significative contribution al conocimiento de los medios de protecciôn, defense y ordenaciôn del territorio. El examen geomorfologico y morfodinâmico de cuencas- vertientes se realize con objetivos concretos de aplicacion; unas veces puede ser la regularizaciôn agricole de la comarca, otras el aprovechamiento hidroelêctrico y en termines générales, re- feridos a la problemâtica de la planificaciôn del territorio. 262 HI estudio de las Formas del relieve y de las condiciones gene- ticas de la red fluvial, nos indica el origcn y évolue iôn del material sedimentario que actualmente orupa los cursos de agua, asi como las condiciones de erosiôn y diverses modalidades del transporte de aluviones. En el caso concrete que nos ocupa y referido a la cuenca-vertiente del Suarôn, nuestras observacio- nes se relacionan con los caractères geomorfolôgicos de] terri­ torio y con las consecuencias, referidas a los riesgos, que ac­ tualmente persisten o pueden persistir derivadas de la gran ave nida que tuvo lugar en la fecha que a continuaciôn senalamos. A primcros de septiembre de 1969 cayeron sobre esta zona lito­ ral galaico-astûr, limitada por el thalweg de la ria del Eo, fuertes precipitaciones excepcionales que motivaron en la cuenca- vertiente del Suarôn una crecida de las aguas de extremada grave dad por lo efectos causados en las tierras de labor y viviendas part iculares y comerciales ; la zona corresponde a precipita- ciones mâximas pero las Iluvias son moderadas, pudlendo clasi- flcarse esta comarca como de frecuentes precipitaciones con rediicida intensidad. Las grandes crecidas del Suarôn son poco frecuentes, tratandose mas bien de avenidas episôdicas y de las que solo se rccordaba otra en 1937; la normal violcncia de las aguas de asuso a ayuso es favorecida por la fuerte pendiente que ofrece el colector principal y afluentes en los primeros cinco kilomètres y en general, por la amplitud y configuraciôn de la cuenca. 263 Al cabo de mâs de. doce anos no es posible determinar la cuantia e importancia de los destrozos causados y sobre todo, las posibilidades de reparaciôn de mayor o menor urgencia, pe­ ro sî permite situar el contexto geomorfologico en un amplio marco que comprenda el proceso evolutivo y su desarrollo con po^ terioridad a la crecida, al mismo tiempo que establezca para el future un comienzo de recopilaciôn de dates comparatives. La cuenca del Suarôn se encuentra influenciada por el clima sub­ tropical templado hûmedo que actualmente padece, con Iluvias frecuentes - como ya indicamos no de gran intensidad, salvo fuertes aguaceros - algunas nieves poco duraderas en invierno y corta estaciôn estival, lo que se traduce en un regimen hi- drolôgico muy uniforme y mantenido casi igual a lo largo de todo el ano. Sin embargo, como hemos senalado anteriormente, en los fuertes chubascos episôdicos existen factores que contribuyen a favorecer los desbordamientos de las aguas; la morfologîa de la cuenca queda muy contrastada por la presencia de un sistema montanoso relativamente alto, constituido por relieves résidu^ les procedentes de un rejuvenecimiento de la red fluvial sobre una amplia penillanura o glacis de erosiôn y forraados por es- tratos de cuarcitas, areniscas y pizarras correspond!entes al transite Câmbrico-Ordovîcico; una cuarta entidad petrogrâ- fica es la caliza, dispuesta en amplios filones, uno de los cuales aparece extendido en la parte occidental de la cuenca. 264 A partir aproximadamente de los cinco kilometres, des­ de el nacimiento del Suarôn hasta las aldeas de Restrepo y Mole^ jon, el rio disminuye su fuerte pendiente y aparecen algunos con juntos aluviales antiguos a manera de terrazas, que evidencian un encaj amiento de los thalweg y que no sôlo se presentan en el cauce principal sine tambiên en ciertos afluentes; la longitud total del Suarôn es de 18,100 kilômetros; toda la cuenca estâ constituida por afloramientos del Paleozoico inferior; esquis- tos areniscosos, cuarcitosos y pizarrosos, con alguna veta o bolsada cuarzosa, muestra la monotonia de las formaciones geo- lôgicas coherentes y sôlo rota por un filôn de calizas dolomi- ticas, que como hemos indicado antes, parte aproximadamente de la vertiente norte del pico Ouroso (1.013 m.) al NW de la Gar- ganta y desciende hacia el arroyo de Montouto; sôlo dos mancho- nes de calizas, uno en la vertiente E del mèneionado pico y otro en la cabecera del arroyo que desciende hacia el Suarôn entre Paramios y Restrepo, han podido suministrar este elemento a la carga aluvial; no obstante, el material calizo no se ha encontrado en ninguna parte del curso fluvial. 7.2. Para j es de referenda en la cuenca-vertiente Para facilitar el estudio y descrinciôn de los carac­ tères que présenta la cuenca-vertiente del Suarôn (Mapa adjun- to), hemos considerado a lo largo del curso fluvial très tramos, aproximadamente coincidentes con el graduai desnivel que ofre­ ce su perfil longitudinal desde cabecera hasta la desembocadu­ ra en la ria del Eo. En cada tramo se han establecido estacio- 265 nes de muestreo de materiales para control de la dinâmica fluvial; estas observaciones se complementan con datos recogidos en esta- ciones fijadas en los cuaces de los principales colectores se­ condaries. El cuadro sinôptico representative de la nomenclatu­ re y posiciôn geogrâfica del conjunto de tramos y estaciones, es el siguiente: Colector principal; rio Suarôn Tramo superior; desde la cabecera (A- Tormil) hasta Caserio Maze Viejo. Estaciones I. Cabecera arroyo Tormil II. Caserio Busdemouros III. Zona intermedia entre Restrepo y Pena Tormil IV. Cruce con la ctra de Paramios a Molejôn V. Barranca de Paramios Tramo medio; desde Caserio Mazo Viejo hasta Venta de Montea- legre. Estaciones VI. Nafarêa VI-I. Caserio Vega de Ouvella VII. Herreria de Meredo VIII. Bustelo de Meredo IX. Taruta del Suarôn 266 Tramo inferior; desde Venta de Montealegre hasta Vegadeo X. Couso XI. Samagân XII. Armeirin XIII. Proximidades de Piantôn XIV. Confluencia arroyo Montouto Colectores secundarios. Arroyos de: Pumarîn Molejôn......... . .Tramo superior formes Afiides............Tramo medio Los Cobos Montouto..........Tramo inferior Caractères de la cuenca-vertiente 7.2.1. Tramo alto (estaciones I-V) a) Acciones morfogenéticas (Lâm. XXI). Cauce encajado en la base de las vertientes o bien en materiales de antiguos acarreos, con un lecho mayor de anchura variable comienza en cabecera con 1-2 m y alcanza aguas abajo de Pefia Tormil los 4-6 m. Abondante carga aluvial casi desde ca­ becera (Lâm. XXIA), distribuida en bancos abandonados por las grandes avenidas, y diques; estas acumulaciones se forman en montôn por bloqueo de materiales muy gruesos y dan lugar a acu- sadas rupturas de pendiente, a veces con formaciôn de cascades. Lâm. XXI A) Tramo superior del cauce actual rîo Suarôn con abondante car­ ga aluvial distribuida en barras longitudinales y bancos aban­ donados. Paramios. B) Presencia de troncos y ramajes en el Suarôn que favorecen el mal calibraje de su cauce. '4 l a m . X X I 269 La actividad morfogenética es fuerte en todos los sec- tores de este tramo alto; se trata de un regimen fluvial de carac ter acusadamente torrencial, siendo mâs frecuentes las socavacio- nes de las margenes de los cauces que las excavaciones en el fon­ do de los mismos. Cauce con fondo rocoso y a veces las margenes tambiên estan formadas por afloramientos cuarcitosos y pizarro­ sos: la sobrecarga de materiales detrîticos da lugar a la forma­ ciôn de presas naturales. La presencia en los cursos fluviales de este tramo alto del Suarôn de troncos y ramajes de arboles (Lâm. XXIB), de vertidos procedentes de la construcciôn de cami^ nos y carreteras^de mol inos abandonados, de puentes de madera a manera de pasarela, y de otros obstâculos de tipo natural o ar­ tificial, favorecen el mal calibraje de los cauces al retener abundantes materiales de acarreo; las variaciones de grosor de las acumulaciones de materiales detrîticos en el curso fluvial, es muy frecuente en el paso de una estaciôn o otra; el mal ca­ libre de los cauces se debe tambiên a los aportes de vertientes. En el curso fluvial alternan sectores estrechos y agar_ gantados con otros de moderados. ensanchamientos del valle y for maciôn de meandros. Terrazas de cultivo altas con materiales procedentes de vertientes, y bajas con aluviones de arrastre longitudinal que son inundadas en las grandes crecidas y sufren modificaciones en su configuraciôn. b) Manifestaciones morfodinâmicas de vertientes (Lâm. XXII) Vertientes con afloramientos de cuarcitas y pizarras cubiertas en la mayorîa de los espacios por vegetaciôn arbus- Lâm. XXII La cuenca-vertiente del Suarôn en su tramo alto. A) Vegetaciôn arbustiva y de matorral con afloramientos de cuar­ citas y pizarras. B) Vegetaciôn mixta de matorral y arboles en el nacimiento del Suarôn; al fondo el caserio de La Garganta (1200 m). C) Abarrancamientos profundos que forman colectores secundarios que descargan en el curso fluvial principal. ./ 1 1 il lam.xxi I 272 tiva y de matorral que desciende hasta los cauces fluviales (Lâm.xXIIA); en algunos sectores agargantados se forman altos cantiles coronados por replanos morfolôgicos. Laderas escarpa- das o con suaves pendientes, abarrancamientos profundos que a veces dan lugar a la formaciôn de colectores secundarios (Lâm. XXIIC) con abundantes materiales de arrastre que descargan en el curso fluvial principal. El roquedo coherente de las vertientes cuarcitico-piza rrosas se encuentra bastante fisurado con fuerte circulaciôn diaclâsicay estâ recubierto por formaciones detrîticas super- ficiales muy permeables y de aquî, las numerosas infiltraciones de aguas por las laderas de los relieves. La litologîa de estas formaciones es analoga a la de los afloramientos, puesto que sus elementos son el resultado de la destrucciôn de la roca "in situ". En ocasiones estes depôsitos detrîticos alcanzan ta- mafios de bloques y son sometidos a acciones gravitatôrias y de solifluxiôn por las vertientes. Las formas del relieve eptan en funciôn de procesos geomorfolôgicos relacionados fundament aiment e con acciones peri^ glaciares y fluvio-torrenciales ; se trata de fenômenos de abla- ciôn y acumulaciôn de materiales en vertientes y cauces fluvia­ les . 7.2.2. Tramo medio (estaciones VI- IX) a) Acciones morfogenéticas En este tramo medio los cauces tienen, en general, un lecho mayor estacional a fondo piano -aluvial o rocoso-(Lâm.XXIIIA) Lâm. XXIII A) Lecho mayor estacional a fondo piano en el tramo medio del rîo Suarôn. Abundante carga aluvial en bancos abandonados y diques B) Aguas abajo de Meredo se originan acumulaciones forzadas a ma­ nera de fortil escalonado. /'-.r 'Y-/- i r - y - , ■J- •* « « ‘ÿ S S * * # # 5 # # : m lam. X X I I I 275 XXIIIA) con abundante carga aluvial dispuesta en bancos abando­ nados y diques, siendo raros los canales anastomosados (est. IX Taruta del Suarôn y Bustelo de Meredo est. VIII); bloques y cantos forman acumulaciones forzadas a manera de fortil escalo­ nado (Lâm. XXIIIB) masas de arena y gravas se depositan tambiên en condiciones forzadas ante la ruptura de pendiente- que alcan zan hasta 2 y 3 m de caida en cascada -motivadas por las presas artificales (Lâm. XXVIB). Existen sectores del cauce - como por ejemplo en Herreria de Meredo, Meredo, Taruta del Suarôn - en los que aparecen dos lechos: uno, el mayor estacional y otro de grandes avenidas sobrecargado de materiales de arrastre, ate- rrazado y cubiertos de vegetaciôn unas veces y otras levantados por sucesivas avenidas de relativa violencia; este segundo le­ cho se extiende hasta la base de las vertientes; arboles, arbus­ tes y matorrales cubren en algunos parajes las orillas y prote- jen su destrucciôn En ambas margenes del cauce terrazas de cultivo con materiales gruesos de naturaleza y tamano a los actuales del curso fluvial, cubiertos por una capa de suelo y con fuertes pendientes hacia el thalweg del rio; estas acusadas inclinacio- nes motivan que en algunos lugares (Herreria de Meredo) esten protegidas por muretes de contenciôn para la defensa de posibles deslizamientos del terreno. A pesar de. que los colectores se­ cundarios (arroyos Anides, Lormes, Molejôn) son relativamente favorables a la onda de crecida, puesto que su incidencia en el colector principal es mâs o menos oblîcua , se producen inunda- Lâm. XXIV A) La abundancia de matorrales en los cauces no deja espacio li­ bre para la circulaciôn normal do las aguas. B) La sobrecarga de materiales gruesos dificulta tambiên la li­ bre circulaciôn a lo largo de todo el cauce. lam.XXIV 278 clones en particular de las terrazas de cultivo bajas; sôlo en Herreria de Meredo estas terrazas bajas estân ocupadas por pequeflos caserios, con grave peligro en una gran avenida. El rio recorre tramos agargantados y en ciertos para­ jes formando meandros muy encajados (Lâm. XXVB) donde se mani- fiesta un rccalibraje de la carga aluvial con cierta limpieza de materiales, es decir, acumulaciones actuales que funcionan en las grandes crecidas. Las acciones morfogenéticas de los cau ces son fuertes; se manifiestan al ensancharse por socavaciôn de orillas dejando al descubierto el material del aterrazamien- to, que en algunos lugares se encuentra fosilizado por derru- bios de laderas; tambiên aparecen excavaciones de cauces con formaciôn de hoyos, si bien muy poco profundos. La presencia de obstâculos que contribuyen al mal calibraje del cauce, es évidente; a veces la falta de espacio libre ̂ or donde circulan normalmente las aguas, no sôlo se debe a la sobrecarga de mate­ riales gruesos que forman pequeMas presas, sino ademâs a la abundancia de troncos de ârboles y matorrales; en la estaciôn VII (Meredo) el puente de la carretera retiene abundante ma­ terial detrîtico; en la estaciôn VIII (Bustelo de Meredo) la presencia de molinos asî como puentes de madera, favorecen la retenciôn del material de transporte. b) Manifestaciones morfodinâmicas de vertientes Distribuciôn normal de valles con formaciôn de afluen tes de segundo y tercer orden, a veces relativamente encajados y cuyas descargas inciden en el colector principal; ensancha- miento de valles de acusada asimetria, con vertientes de fuer- 2 1 9 Lâm. XXV A) Vista retrospectiva desde Nafarea. Vertientes mas pronunciadas en el tramo alto cuyas laderas se van suavizando y regulari- zando en el trame medio con ensanchamiento de valles. B) Trames agargantades cen fermaciôn de meandres encajados. I am.XXV 221 Lâm. XXVI A) Vista desde Vega de Ouvella, al fonde las pendientes suaves y cultivadas de Nafarea. B) Presa de Sestele en el trame inferior del rie para la produc- ciôn de energîa elêctrica. C) Parte superior de la presa de Sestele, cuye mécanisme para la descarga del excese de agua se halla obstruide per ramajes / lam. XXVI 283 te inclinaciôn de una parte y de otra, con pendientes muy sua­ ves, tendencia a la regularizaciôn y cultivadas en la mayorîa de sus espacios (Lâm. XXVA; XXVIA). Vertientes fuertemente es- carpadas con afloramientos cuarcltico-pizarrosos, muy fragmen- tados -producidos los fenômenos de rotura unas veces por proce- sos naturales y otras, por desmontes en la construcciôn de pis­ tas y caminos vecinales; en las laderas abondantes escombros originados a partir del substrate local y sometidos a mécanis­ mes de solifluxion y de gravedad. En los fuertes chubascos y corne consecuencia, durante las grandes crecidas, las manifestaciones geomorfolôgicas de so- cavaciôn de orillas, excavaciôn de cauces, construcciôn de ban- cos y diques en los lechos y deslizamiento del terrene en las vertientes, son procesos relativamente frecuentes en este pals. 7.2.3. Tramo bajo o inferior (estaciones X-XIV) a) Acciones morfogenéticas La actividad morfogenética en este tramo inferior del Suarôn ha side muy fuerte; cauce a fonde plane -aluvial o rocoso que se prolonga a las orillas -mal calibrado y sobrecargado de aluviones, con dos lechos: une mayor estacional con crestas o elevaciones de materiales de arrastre y otro, excepcional de grandes avenidas; en ambos, los material es,en las dimensiones de cantos y bloques se disponen en bancos y diques acumula- dos en menton, dando lugar a rupturas de pcndiente escalonadas. Terrazas de cultivo -algunas habitadas- en las dos majr genes del curse fluvial, que son cubiertas por las aguas en las grandes crecidas (Lâm. XXVIIA) en ellâs se observan modificacio- 22 A Lâm. XXVII A) Terrazas de cultivo habitadas en ambas margenes del curso fluvial que son cubiertas por las aguas en las grandes ave­ nidas, con riesgo de ser destruidas, como sucediô en 1969 don de se originaron importantes destrozos. B) Barra semilunar (pointbar) con abondante material detrîtico en el meandro de Taruta del Suarôn, aguas abajo de Meredo. .a i * pS lam.xxvii Lâm. XXVIII A) El tramo inferior del rîo présenta continuamente un estado de mal calibraje por estar cubierto* de restes de mâtorrales y troncos de ârboles arrancados y depôsitados en el cauce. B) Los puentes retienen masas de aluviones y prôximos a ellos se forman pequefios aterrazamientos, i ' #ar f lam.XXVI I I 288 nés sufridas durante las inundaclones y aluviones recientes en los que se encaja el cauce actual, con incorporaciôn de materia­ les a la carga aluvial. En algunos parajes las margenes de los cursos de agua, con talud bien neto, se encuentran estabilizadas por la vegetaciôn de matorrales, ârboles y arbustes. Curso flu­ vial muy sinuoso con numérosos meandres encajados. A le largo de todo este tramo inferior el estado de mal calibraje del curso del rîo se debe: 1- A la presencia de presas naturales formadas por acumulaciones de materiales con bloquée de los elementos mâs gruesos, y dando lugar a veces a caidas de las aguas en cascadas (Lâm. XXVIIB). 2- A la existencia de presas artificiales dispuestas para modifi car el curso principal de las aguas y utilizarla en regadios. 3- A las caracteristicas de construcciôn y estado en que se en­ cuentran algunos puentes que retienen no sôlo masas de aluvio­ nes de acarreo, sino también materiales de variada naturaleza (Lâm. XXVIII)-como restos de matorrales y troncos de ârboles arrancados y depositados en los cauces- y que no sirven mâs que para incrementar el ya defectuoso calibraje del curst) fluvial. En el paraje de Sestelo existe la presa que origina un salto de agua para energîa elêctrica (Lâm. XXIXA) y que fue rota- segûn comunicaciôn personal- por los extremes durante la ûlti- ma gran avenida de 1969; en la parte superior de la presa el mécanisme para la descarga del exceso de agua se halla obstrui- do por ramajes de ârboles y arbustes. am Lâm. XXIX A) Presa de Sestelo B) Puente de Planton, proximo a la desembocadura del Suarôn en el rîo Eo, con retenciôn del material. k l a m . XX I X 291 Es frecuente observer fuertes acciones geomorfolôgicas con el ensanchamiento del curso del rîo por socavaciôn y retro- ceso de orillas por el contrario, el proceso de excavaciôn de cauces es mînimo. b) Manifestaciones morfodinâmicas de vertientes Vertientes con procesos evolutivos diferentes; unas ecarpadas y con manifiesto comienzo de regularizaciôn y otras formando acantilados de aproximadamente 30-40 m de altura; pen­ dientes sometidas a solifluxiôn, con numerosos acarcavamientos y barrancadas que descargan con caracter torrencial en el colec- tor principal, con formaciôn de thalweg de segundo orden relativa mente encajados: otras veces se trata de vallificaciones relati­ vamente amplias. El substrate de cuarcitas y pizarras aflora en las laderas o bien esta cubierto por formaciones detrîticas de espesores superiores a 0,50 m; deslizamientos de terrenes que afectan a las vertientes, fuertes fragmentaciones rocosas con abondantes escombros e infiltraciones. 7.2.4. Colectores secondaries (Lâm. XXX). Los cauces de los principales afluentes del Suarôn (Pumarîn, Molejôn, Lormes. Ahides, Los Cobos, Montouto) atra- viesan sectores agargantades y vallificaciones de variable am- plitud; constituyen torrenteras mâs o menos profundas con abon­ dantes materiales de arrastre, distribuidos de manera anâlo- ga a la carga aluvial del curso principal; bancos abandonados y diques, acumulaciones forzadas con o sin bloqueo y construc- ciones de presas naturales con marcadas rupturas de pendiente; Lâm. XXX A) Vertientes en el tramo medio con frecuentes afloramientos cuar cîtico-pizarrosos. B) Colector secundario que baja con fuerte pendiente hacia el co lector principal, originando en su margen izquierda un pequeflo aterrezamiento. l am.XXX 294 lechos mal calibrados, con fondo rocoso o aluvial de cantos y bloques y protegidos por abondante vegetaciôn de ârboles y ma­ torrales. Vertientes escapardadas unas y mâs o menos regulariza- das otras, sometidas a procesos gravitacionales y de solifluxiôn; laderas con materiales de escombros de tipo periglaciar y de- rrubios procedentes del desmonte para la construcciôn de pistas y caminos vecinales; repianos morfolôgicos y barrancadas rela­ tivamente encajadas con formaciôn de thalweg de segundo y ter- cer orden. Fuerte actividad morfogenética, particularmente a la salida de tramos agargantades, con acentuada pendiente del cur­ so de agua. Las manifestaciones geomorfolôgicas -socavaciôn de orillas, excavaciones de cauces, acumulaciones de materiales en los lechos formando cresterias, desprendimlentos de terreno que afecta a las vertientes, etc- también son significativas para la mayorîa de los afluentes. En resumen, tanto las manifestaciones morfogenéticas en los cauces como la actividad de la dinâmica de vertientes, tie- nen numeiusos puntos comunes en todos loscursos fluviales de la cuenca montafiosa del Suarôn; las observaciones realizadas en los colectores secundarios -la mayorîa considerados como torrentes de vertientes con sobrecarga aluvial- evidencian la gran in- fluencia que presentan en las crecidas episôdicas sobre el co- lector principal; todos los arroyos que confluyen con pendien­ tes fuertes, tienden a incrementar en las grandes avenidas las Lâm, XXXI Diversas manifestaciones de las vertientes A, B, C, D. Zona de Pefias Grallas, donde existen manifestaciones de coladas geli- fluidales y fenômenos de macrogelivaciôn; E, F, G, H, vertien­ tes en el tramo medio y bajo de la cuenca del Suarôn, donde los frecuentes fenômenos de solifluxiôn ” tardiglaciares" ban cola- borado a la regularizaciôn de vertientes. L . Jü,..-,„ V V - " . " ;) ■;>.. 14500 Mo I. 136 28 69 3 — 100-150; 250-300 II. 219 4 69 21 5 150-200; 500-600 III. 311 - 46 47 7 200-250; 300-350 IV. 304 50 40 10 200-250; 500-550. 400-450 V. 286 1 55 37 7 200-300; 600-650. 450-500 VI. 369 - 26 57 17 300-350. V I I 340 - 35 55 10 350-400. VII. 363 1 26 58 16 350-400; 650-700 VIII. 292 1 55 34 11 200-250; 650-700 IX. 328 — 41 50 9 300-350; 400-450. 200-250 X. 299 — 51 38 11 200-250; 550-650. 400-450 XI. 259 - 63 32 5 200-250; 600-650 XII. 292 - 57 39 4 300-350. XIII. 286 — 56 41 3 250-300; 450-500. 350-400 XIV. 238 2 65 31 4 200-250; 300-350 300 CUADRO I (continuaciôn) Parâmetro e indices de desgaste de cantos(cuarcitas 4-6 cm = b.) Estaciones. Md. 1^100 %100-300 1300-500 %>500 Mo Colectores secundarios Arroyo Pumarîn 313 — 46 34 20 250-300 450-500 ; 150-200 ; 550-600 A-Molej 6n 280 - 56 42 2 300-350 ; 150-250 A-Lormes 248 - 71 29 - 200-250 ; 350-400 A-Aftides 252 4 66 30 - 250-300 ; 400-450 A-Los Cobos 280 — 56 42 2 200-250 450-500 ; 350-400 A-Montouto 190 2 84 12 2 100-150 modificaciones poco acusadas; los maximos secundarios de 450-500 y de 600-650 confirman el transporte longitudinal de cantos con desgastes bien marcados, incluse de aquellos que que daron bloqueados en marmitas.(Fig. 21). Peqiieflas diferencias entre las estaciones VI, VI -1 y VII; los parâmetros e indice de desgaste son altos; para la VI la mediana se eleva a 369 y el porcentaje de cantos muy desgas­ tados es de 17%; todo ello es propio de un medio fluvial muy acti vo con torrencialidad bastante acentuada; el histograma se acer- ca a su distribuciôn simétrica, lo que traduce un medio hidrodi- 3.01 30 7o 25 20 15 10 5 0 Md = 136 200 t a 30 % 25 20 15 10 Md = ■ , J d a 400 4 5 25 7o 20 15 10 5 0,L = d Md = 219 200 D d z n 400 600 20 % 15 10 5 =1 0 800 1 D Md = 25 % 20 20 7o 15 IS — — Md =311 10 - 10 5 — 5 • n TU „ 1— ) 200 |0 0 600 "1 fid = 2,4-7 t m Fig. 20. Histogramas morfometricos de desgaste (I) y aplanamiento (II). Actual Suarôn; estaciones I-II III. 3 0 ^ 20 % 15 10 5 Md = 30 4 20 7o 15 10 5 0 lOO 200 400 ~ n ~ r - i 600 1,25 Md = 2,62 800 Md = 2 86 d 50 zoo IL 400 600 1,25 Md = 2,n4 ~m n 15 - 10 - — p- Md = 369 ® 1 lüD 1,25 Md = 2,79 [ L d 200 400 600 800 Fig. 21. Histogramas morfometricos de desgaste (I) y aplanamiento (II). Actual Suarôn; estaciones IV-V-VI). 25 20 20 Md 340 2,50 200 6 0 04 0 0 2 0 r 7o 15 • 10 ■ 5 ■ "50 2 00 4 0 0 600 Md = 3 6 3 [ L c b Md = 2,55 25 7o 20 IS 10 5 0 Md=29 2 20 0 15 - 10 5 . n-r 1,25-i 1 fid = 2,63 hn-n n 50 200 400 600 Fig.22. Histogramas morfometricos de desgaste (I) y aplanamiento (II). Actual Suarôn; estaciones VI-I, VII-VIIl. go/| 25 2 0 r 20 MclMd 328 1,25 ] 200 400 600 800 Md =299 200 400 600 Md = 2,46 ~ V n - n 2 5 r % 20 15 10 5J- O 200 400 Md = 259 r f l r- 600 Md = 2,53 Z t n z n t z i Fig. 23. Histogramas morfoniétricos de desgaste (I) y aplanamiento (II). Actual Suaron; estaciones IX-X-XI. 0 o T 25 % 20 15 10 5 O Md =292 200 40 0 600 20 % 15 10 5 0 Md = 2,31 n n - T f a 400 Md =2 86 r t i 600 Md =238 n 15 % 10 5 0 Md = 2,43 I h - T k . 20 % 15 10 Md = 2,26 ZH n 200 400 600 1 2 3 4 5 Fig. 24. Histogramas morfométricos de desgaste (I) y aplanamiento (11). Actual Suarôn; estaciones XII-XI11-XIV. 306 nâmico intense; no existe ningûn inclicio de incorporaciôn de ma teriales nuevos,(mener 150 =0). En la estaciôn VI-I la mediana es âlgo mas baja que en la VI asî cerne el reste de les paramé­ trés; la distribucion de desgastes a une y etre lade del mdxime es diferente, modificacienes debidas a mezclas de elementos toma dos a las acumulaciones antiguas de fonde de valle, con desgas­ tes un poco mâs débiles y transporte a cortas distancias, le que ne impone altos desgastes. En la estaciôn VI; analegamente les porcentajes de cantos poco y muy desgastados son casi iguales; tede elle evidencia cendiciones hidrodinâmicas muy semejante pa­ ra este sector fluvial, salve las ligeras modificacienes ebser- vadas en la estaciôn V I I . (Fig.22). Centinuan las modificacienes de la carga aluvial para la estaciôn VII en cuante se refieren a cantos de 4-6 cm y ponen de manifiesto su gran movilidad; las variacienes de paramétrés e indices de desgaste son importantes y muestran que ne en to- des les secteres del cauce fluvial existe transite generalizade. La estaciôn IX corresponde a un sector muy agargantado; la me­ diana de desgaste es alta y el histograma muestra très mâximes bien destacades, todes elles correspendientes a regimen fluvial de caracter torrencial, si bien con diferente actividad; el primere estâ fermado per elementos suficlentemente elaberades para alcanzar la secuencia de 200-250; el segunde mSxime, que es el principal, incluye elementos accienados en un medie terren cial 500-350; per ûltime, un tercer maxime en 400-450, con exten­ sion del histograma hacia altos valores de desgaste y con un por- 307 centaje elevado de elementos muy desgastado, son datos indicado- res de la fuerte actividad de la corriente.[Fig. 23). Las variaciones que expérimenta la carga aluvial en las estaciones siguientes (X-XIV), tanto los valores de paramé­ trés como aquellos de mediana de indice de desgaste, son motiva- dos por los carabios de materiales de los lechos y fondo de los cauces que se traducen en mezclas de aluviones de procedencia diferente; los aportes de vertientes, de colectores secondaries, el mayor o mener transporte longitudinal generalizado, las mo ­ dif icacienes que imprimen las sucesivas crecidas, mas o menos violentas, todo elle explica las anormales modificacienes de la carga aluvial de una a otra estaciôn. (Fig. 24) Los colectores secondaries muestran muy variable repar- ticiôn de desgastes en el histograma; el arroyo de Pumarin, que confluye en Pena Tormil, arrastra materiales tipicos de un avan- zado desgaste gradual; en efecto, ausencia total de cantos poco desgastados y el primer mâximo en 150-200 corresponde a aluvio­ nes periglaciares procedentes de vertientes y modificados por accionamiento torrencial; el segundo mâximo de 250-300 indica un mayor grado de desgaste por la continuidad de la accion to­ rrencial favorecida por el fuerte desnivel del arroyo en tan solo 1.200 m de longitud; finalmente, los dos maximos siguien­ tes de 450-500 y 550-600 pueden. representar aluviones antiguos fuertemente elaborados y que forman parte de los aterrazamientos que existen en este afluente del Suarôn.(Fig. 25). 2oà 20 15 - 1 15 - Md = 313 % 10 - — — 10 ■ — % 5 5 • 0 — □ 0 -200 4 0 0 6 0 0 •Id - 2,v: n □ 30 25 20 Md =24 8 % ,5 200 4 0 0 Md = 2,1£ I— b=i- Md =280 % 10 5 0 Md = 2,46 200 400 Fip. 25. Histogramas morfométricos de desgaste (I) y anlanamiento (II). Arroyos Pumarîn. formes, Molejôn. 3 0 ^ 30 25 20 - % I 5 - 10- 5 ■ 0 ■ Md = 280 15 10 % 5 II 200 4 0 0 n 25 20 15 10 D 200 20 15 Md =252 % JO • Md = 2,50 4 0 0 n □ 3 0r 25 ■ 20 % 15 10 ■ 5 ■ 0 Md=190 20 (5 %»0 5 Obd n Md = 2,6u 1] J _ j I I n 200 4 0 0 Fig.26. Histogramas morfométricos de desgaste (I) y aplanamiento (II). Arroyos de Los Cobos, Anides, Montouto. 310 Como colector secundario de caractères totalmente opue^ to al de Pumarin, tenemos el arroyo de Montouto; la mediana del indice de desgaste es relativamente débil y el mâximo del histogra m a ,practicamente amplio, se situa entre 100-200; el agrupamiento de los valores de indices es muy acusado; la disimetria e irre- gularidad del histograma es tambiên acentuada; la subida hacia el mâximo es rapidisima, mientras que el descenso es mâs lento con varias mesetas de altos escalones entre ellas; se trata de acumulaciones detriticas fluviales formadas a partir de mate­ riales periglaciares con desgastes adquiridos en transportes a corta distancia, en pendientes de cursos de agua relativamen te pequehas y durante grandes avenidas de origen pluvial o ni­ val. Su influencia en la carga aluvial del Suaron es muy modéra da. (Fig. 26). Colectores cuyas pequehas cuencas ofrecen caracteris- ticas morfodinamicas intermedias entre los arroyos citados an- teriormente, son los de Lormes, Molejôn, Abides y Los Cobos; todos olios presentan diferencias morfolôgicas mâs o menos acentuadas y caractères comunes en cuanto se refiere a paramé­ trés e indices de desgaste; en efecto; escasos o nulos porcen­ tajes de fragmentes angulosos con desgaste comprendido entre 100 y 0 ; elle indica ausencia total de aportes nuevos proceden­ tes de vertientes o de materiales periglaciares de fondo de valle o de fragmentaciones en el curso del transporte. Histogra­ mas con indices fuertemente agrupados en valores de 100 a 500 que corresponde a regimenes fluviales moderados, salvo la mayor o menor violencia torrencial de las grandes crecidas. Un primer 311 mâximo entre 200-300 muy frecuente en la generalidad de la cuen ca del Suarôn, de tîpico accionamiento fluvial con tendencia a la torrencialidad; un segundo râximo de caracter francamente torrencial y superior a los 300 que puede corresponder a crecidas episôdicas; se trata pues, de mezclas de aluviones de diferen- tes procedencias. (Fig. 25 y 26). 7.4. Caracter!sticas texturales del material grueso (cuadro II) a) Tamano Los valores de centilo son muy variables en todo el curso fluvial y podemos hacerlo extensive a toda la cuenca pue^ to que entre los afluentes tambiên se acusan fuertes diferen­ cias; en el tramo superior (estaciones I-V) se observa un au- mento brusco de este parâmetro granulomêtrico, para despuês mantenerse con valores bastante semejantes; en el tramo medio (estaciones VI-IX) la modificaciôn es constante y muy acusada en el paso de un sector a otro; por ultimo, en el tramo infe­ rior (estaciones X-XIV) las dimensiones de los centilos descien den bastante y persisten aûn los cambios de valores. Todas es­ tas fuertes variaciones en el mâximo grosor de los materiales se deben a sustituciones de la carga aluvial; en general, los centilos proceden la mayorîa de aport'es gravi tac ionales de ver tientes, siendo raros los que ban sufrido un pequenô trans­ porte impulsados por las grandes crecidas. 312 CUADRO II Escala di­ mensional . Espectros granulomêtricos Estaciones 0 cm JL_ II III IV V VI VI-I VII 2-4 17 2 2 3 4 5 4 6 4-6 41 23 19 24 14 17 20 21 6-8 20 25 26 15 16 19 22 22 8-12 12 23 23 25 25 12 19 27 12-16 5 10 7 8 11 10 11 4 16-24 4 8 6 9 14 11 13 6 24-40 1 4 6 8 11 9 6 5 40-60 - 2 7 2 5 11 3 3 60-80 - 1 2 3 - 2 1 2 80-100 - 1 1 2 - 2 - 3 >100 - 1 1 1 - 2 - 1 Mediana de grano 5 ,6 8.0 8,5 9,2 9,9 10,8 8,6 8,2 Centilo 25,,3 159,0 260,0 258,,0 230 ,0 142,,0 205,,0 110 313 Estaciones 0 cm. VIII IX X XI XII XIII XIV 2-4 3 6 1 2 5 5 1 4-6 14 19 23 18 25 21 17 6-8 26 23 21 28 22 17 16 8-12 24 28 36 28 24 32 24 12-16 12 11 10 10 13 15 22 16-24 11 9 7 4 8 5 16 24-40 8 4 2 S 2 4 2 40-60 1 - - 5 1 1 1 60-80 - - - - - - 1 80-100 1 - - - - - - 100 — — — — — — _ Mediana de grano 9 ,0 8 ,2 8,5 8 ,3 7,8 8 ,7 1 1 ,3 Centilo 215,0 54,0 55,0 98,5 52,8 90,0 69,0 Los valores de mediana de grano, salvo la estaciôn de cabecera (I), se hallan todos incluidos en el grupo granulôme- trico II (8-12 cm) ; se trata de un parâmetro relativamente elevado y constante (7 ,8 -11,3)que Ttianiflesta la sensible activi­ dad y competencia de la corriente de caracter torrencial en to­ do el curso del Suarôn. El espectro de la estaciôn I ofrece acusada selecciôn granulornétrica (el 90% de la carga aluvial estâ comprendido por cantos pequenos y medianos) con mâximo bien destacado en 4-6 cm; elementos superiores a 12 cm son ecasos por lo que la curva granulomêtriea desciende rapidamente al faltar los apor- 314 tes gruesos; buena clasificaciôn y escasa dispersiôn global; se trata de la cabecera del arroyo Tormil, punto de nacimien- to del Suarôn y confluencia de varias barrancadas dispuestas en abanico, que adoptan la forma de fondo de saco o anfiteatro CLâras. XXIII y XXXI). En las estaciones II y III se manifiesta claramente la tendencia del curso fluvial a la reconstituciôn de la carga aluvial; los valores de mediana de grano y centilo ascionden sensiblemente; el mâximo se establece en 6-8 cm y el decrecimien to del lado de menores dimensiones es muy acelerado, mientras que hacia los mayores tamanos es râpido a partir de 12-16 cm pero despuês es mâs lento y se prolonga hasta la presencia de grandes bloques: se trata de materiales acumulados forzadamente en montôn, sin que haya lugar a un transporte generalizado. La estaciôn IV modifica la distribuciôn granulomêtrica del espec­ tro; la mediana de grano aumenta pasando a 9,2 cm mientras que el centilo permanece poco mâs o menos con el mismo valor; el mâximo se desdobla en dos con aproximadamente anâlogo porcenta- je; aûn existen hacia los grandes tamafios mâximos secundarios muy poco destacados; la acumulaciôn de materiales es forzada y la modificaciôn de la carga aluvial, respecte a estaciones anteriores, puede ser motivada en parte por los aportes del arroyo Pumarîn, cuyo espectro granulomêtrico ofrece una repar- ticiôn muy semejante en la mayorîa de las secuencias dimensio­ nal es . 315 Las acumulaciones de la estaciôn V son tambiên gruesas, aunque desaparecen los bloque's medianos y grandes; probable- mente han sido detenidos en el sector agargantado anterior; el mâximo principal se situa en 8-12 cm con un mâximo secun­ dario en 16-24 cm. La distribuciôn granulomêtrica en la esta­ ciôn VI muestra mayor grosor y peor selecciôn, el mâximo prin cipal se colaca en 6-8 cm y el decrecimiento hacia valores altos -con mâximos secundarios muy poco destacados- es lento, alcanzando porcentajes de bloques medianos y grandes del or- den de 4% y 2% respectivamente; las modificaciones granulomé- tricas de la carga aluvial se suceden a través de las estacio nés VI-I, VII y VIII que comprenden el tramo medio fluvial; caractères comunes de los materiales son su escasa selectivi- dad su mayor o menor grosor, siempre del orden alto, de media­ na de grano 8,2 a 9,0 cm con centilos de dimensiones muy va­ riables, lo que demuestra aportes de diferentes procedencias (vertientes, arrastes mâs o menos violentoso acarreos de cre­ cidas excepcionales. Dentro del tramo inferior, la estaciôn IX muestra una carga aluvial menos gruesa que aquella de estaciones anterio­ res; el grano medio es poco sensible a la modificaciôn, pero el valor del centilo decrece fuertemente; la distribuciôn en el espectro es monomodal, bastante destacado en la secuencia de 8-12 cm, a ambos lados del mâximo el decrecimiento es len­ to y algo mâs brusco del lado de las grandes dimensiones; se trata del comienzo de un sector fluvial en el que la actividad 316 de la corriente decrece acusadamente. La estaciôn X continua mo£ trando, con el valor del centilo, el sensible descenso de la corn petencia de la corriente; presencia sôlo de bloques pequenos, de tamanos inferiores a 40 cm.; distribuciôn bimodal en el espectro con un modo principal muy destacado en 8-12cmy otro secundario en 4-6 cm ; se trata de una acumulaciôn semiforzada con curva acu- mulativa sigmoidal tendida. El paso a la estaciôn XI se tradu­ ce por un fuerte incremento del valor del centilo , al mismo tiempo que aumenta la presencia de bloques pequenos y medianos; la reconstituciôn de la carga aluvial es évidente; el mâximo es amplio y destacado en 6-8 y 8-12 cm. La estaciôn XII présenta una acumulaciôn moderadamente gruesa, no solo por la mediana de grano sino tambiên por el cen­ tilo y cuyos valores son los mâs bajos del curso fluvial (ex- cepciôn de la estaciôn I); espectro granulomêtrico bimodal, con los maximos poco destacados; el porcentaje de cantos en la se­ cuencia intermedia alcanza aproximadamente el mismo valor. Las dos estaciones siguientes, XIII y XIV, manifiestan*nuevas recon^ tituciones de la carga aluvial heteromêtrica, al modificar sus parâmetros de grosor; los dos mâximos evidencian el transporte en montôn de aluviones a travês de sucesivos y discontinues im­ pulses de corriente. En resumen, la modalidad de transporte en montôn por paquetes, durante crecidas violentas, se encuentra favorecida por el câracter torrencial, no sôlo del colector principal sino tambiên de los afluentes y tambiên por los numerosos sectores con diques y presas, naturales y artificiales, existantes en los 317 cauces; en las grandes avenidas estas masas de materiales se po­ nen en movimiento. recorriendo generalmente distancias cortas; posteriormente, aparece un abandono de la carga aluvial cuando la violencia de la corriente disminuye o la pendiente del thal­ weg se reduce acusadamente; los puantes, los troncos de arboles y en general, cualquier obstâculo situado en los cursos de agua, contribuyen a frenar las pulsaciones de la corriente y como con- secuencia, ayudan al abandono de aluviones en montôn. b) Naturaleza La composiciôn litolôgica y su distribuciôn en funciôn de las dimensiones se représenta a escala de cantos y bloques de acuerdo con los siguientes limites: 2-6 cm = cantos pequenos; 6-12 cm = cantos medianos; 12-24 cm =cantos grandes;> 2 4 cm = bloques. Los elementos fueron recogidos en las mismas "estacio­ nes" de muestreo mencionadas anteriormente y que comprenden desde la cabecera del Suarôn, incluyendo las elegidas en los principa­ les afluentes. La falta de acusadas variaciones litolôgicas en toda la cuenca del Suarôn evidencia la procedencia local de las acu­ mulaciones detriticas a lo largo del perfil fluvial, pero impide establecer con precisiôn las condiciones de erosion de los mate­ riales y el origen de los mismos. La dominancia de cuarcitas es bien manifiesta en todos los depôsitos aluviales salvo la cabe­ cera del arroyo de Tormil y los colectores secundarios de Mole­ jôn y Anides que muestran porcentajes de pizarras superiores o iguales a los de las cuarcitas. La presencia de cuarzos es en 318 general muy escasa (mâximo 12%). Como materiales raros se ofre cen los cantos de hierro fundido, tan elaborados como cualquier otro elemento litologico natural y de dimensiones comprendidas entre 4-12 cm.; con relativamente mâs frecuencia aparecen (al- rededor de 5-7%) cantos mixtos de cuarzo-pizarra, cuarcitas- pizarra y cuarco-cuarcita, incluidos en el grupo litologico co- rrespondiente al elemento de mayor presencia. A lo largo del tramo fluvial de cabecera y hasta Busdemouros (A- Tormil) los aporteis a la carga aluvial son fundament a Imen te de cuarcitas y pizarras (Cuadro III); se acusa fuerte recalibraje debido posiblemente a arrastres longitudinales, pero el factor principal es el fenomeno de aportes de vertientes; este hecho se observa claramente en los espectros litologicos de las estaciones I y II, esta ûltima con sensible incremento de los porcentajes de la fraccion bloques correspondlentes a material es cuarc i tosos. CUADRO III 0 cm Est. I C% P% Q% Est. 11 C% P% 0 % 2-6 21 32 5 7 16 2 6-1 2 9 20 3 23 22 3 1 2-24 3 5 1 1 5 2 1 > 24 — 1 — 9 — — 319 Aguas abajo de Busdemouros, en el paraje de Pena Tor­ mil, se inicia el cauce del Suaron y tiene la confluencia el colector secundario sin nombre y denominado por nosotros A- Pu­ marîn; abundante sobrecarga aluvial muy gruesa (15% de bloques) constituida por elevado porcentaje de elementos cuarcitosos en todas las dimensiones (Cuadro IV). CUADRO IV 0 cm A- Pumarin C% P% Q% Est.III. C% P% Q% 2-6 15 3 2 16 2 3 6-12 23 9 4 35 10 4 1 2-24 25 4 - 11 2 - > 24 14 1 — 17 — — Entre Pena Tormil y la aldea de Restrepo queda estable cida la estaciôn III, a pesar de la corta distancia existente entre el nacimiento fluvial hasta esta estaciôn, el espectro li­ tologico queda profundamente modificado en cuanto a la presen­ cia de cuarcitas y pizarras; las primeras alcanzan porcentajes de 79% mientras que las segundas ofrecen solo 14%; esta modifi­ cation se puede atribuir a los aportes, en todos los tamanos pero particularmente en los mayores, de cuarcitas procedentes del confluente de Pumarin donde este elemento litolôgico ofrece un porcentaje de 77%; hay aqui pues, una sustituciôn de la car­ ga aluvial por aportes latérales en un tramo relativamente corto 3 20 El tramo alto del Suaron considerado por nosostros al­ canza aproximadamente hasta el Caserio de Mazo Viejo, paraje sî tuado a 300 m aguas arriba de la confluencia del A- ^folejôn; en los alrededores de Monticelo y Barranca de Paramios fueron es - tablecidas las estaciones IV y V; en ambos parajes las acumula­ ciones detriticas, dispuestas en monton y cercadas por elemen­ tos gruesos son abundant isimas a escala de cantos y bloques. El espectro litolôgico de la estaciôn IV (Cuadro V) se caracteriza CUADRO V Est. IV Aterrazamiento 2-3 m. Est. V 0 cm Cl PI Ql Cl PI 01 Cl PI Ql 2-6 16 9 2 27 23 1 1 2 3 3 6-12 27 9 4 25 10 1 31 7 3 12-24 7 9 1 5 6 - 21 3 1 > 24 14 1 1 2 - - 14 2 - por una continuidad en los aportes masivos de cuarcitas con dos maximos para este elemento litolôgico, uno de elles en la frac- ciôn bloques; las pizarras aumentan sensiblemente su presencia, incluso a escala de bloques; la existencia de socavaciones de orillas del cauce fluvial y escombros de grandes tamanos en las vertientes, pueden justificar perfectamente la procedencia de los materiales que motivan las modificaciones en la composiciôn lito­ lôgica, debido a aportes latérales y sustituciones de carga a partir de las excavaciones, repetimos, de las margenes del cauce. 321 Por otra parte, la presencia de aterrazamientos bajos (+2-3m) que forman casi el fondo del valle, pudieran tambiên contribuir al proceso de sustituciôn de la carga aluvial; esta acumula­ ciôn de materiales antiguos ofrece un corte visible de 15-20 m. de longitud, no pudiendose calcular su anchura por estar el de- pôsito fosilizado por derrubios de vertientes que forman una pendiente continua; la potencia de la acumulaciôn que se observa directamente en el corte es de 1-1,5 m y esta constituida por aluviones gruesos de diferentes tamanos, de colores amarillento mâs o menos claro como resultado de la alteraciôn sufrida y en- gastados en una matriz gruesa formada por gravas (49,61) y are­ nas gruesas y médias (32,2%) con débiles cantidades de fase fi- na (13,2%) y fracciôn menor de 60 micras (4,0%); se trata de ma­ sas de aluviones caôticos, sin estratificaciôn, con substrate de pizarras y cuarcitas y que corresponde a depôsitos accienados en un cauce antiguo , probablemente post-glaciar (tardiglaciar). La estaciôn V se encuentra en Barranca de Paramios y constituye el final del tramo alto del Suarôn; abundante car­ ga aluvial con dominio de cuarcitas que alcanzan las dimensio­ nes de bloques de gran talla; las pizarras y los cuarzos for­ man porcentajes relativamente bajos. Comienza el tramo medio del Suarôn con la estaciôn VI (Nafarea) aguas abajo de la confluencia con el A- Molejôn; los porcentajes de bloque de cuarcita - con dos por ciento de ta­ mano superiores a un métro - son los mâs elevados de todo el curso fluvial alto y medio. La monotonia en la composiciôn 1i- 322 tolôgica global, con dominancia de cuarcitas sobre las pizarras (Cuadro VI) contrasta con las variaciones en la reparticiôn de elementos en el espectro a través de todas las estaciones de es­ te sector (est. VI-IX). Los afluentes mâs importantes son los arroyos de Molejôn, Anides y Lormes; los dos primeros con por­ centajes mâs elevados de pizarras y el tercero con mâs frecuen­ cia de cuarcitas; los elementos cuarzosos ofrecen bajos tantos por ciento (51-12%). El arroyo Molejôn conserva un aterrazamien to antiguo de fondo de valle con la misma composiciôn litolôgica que el material del cuace actual, pero sin ningun bloque. La composiciôn litolôgica de los aluviones de estos arroyos es analoga a la del colector principal, con las modificaciones gé­ nérales que ofrecen los espectros en cuanto a estos dos elemen­ tos ultimamente citados, pero sin que se observe influencia significativa en los aportes de la carga aluvial del Suarôn; por tanto, la presencia de bloques en los espectros litolôgicos de las estaciones VI-IX y casi ausente en la composiciôn lito­ lôgica de los colectores secundarios. manifiestan la proceden­ cia, en su mayor parte, de aportes de vertientes y en cases aislados, de arrastres longitudinales en grandes avenidas y a muy corta distancia. 323 CUADRO VI 0 cm. Est . VI Est. VI -I Est. VII Est. VIII Est.IX C% PI Q% G % P% Ql G% P% Ql CI PI Ql CI PI Ql 2-6 7 13 2 13 8 3 13 9 5 9 4 4 14 8 3 6-12 14 15 2 24 1 5 2 37 8 4 39 4 7 42 8 1 1 2-24 15 15 1 16 6 2 7 1 2 21 2 - 16 2 2 > 24 24 2 - 7 3 - 12 2 - 9 - 1 4 - - 0 cm. A= Molejôn A- Abides A- Termes Aterraza.Molej ôn G % P% Q% G % P% Q% CI PI Q% CI PI Ql 2-6 11 14 5 13 11 2 13 3 — 17 29 2 6-12 24 22 5 9 34 1 48 4 1 13 30 2 12-24 6 7 2 6 21 2 27 2 - 5 2 - > 24 3 1 1 2 — En resumen, las modificaciones que ofrece la carga aluvial de una estaciôn a la siguiente y referidas sôlo a cuarcitas y pizarras evidencian sustituciones a cortas distancias a par­ tir de aportes latérales de vertiente y socavaciones de las mar­ genes del cauce, donde se encuentran materiales aterrazados. Los aportes longitudinales en este tramo medio son muy significati- vos ; sin embargo, la presencia de algunos canales anastomosados en las estaciones de Taruta del Suarôn y Bustelo de Meredo, confirman el arrastre parcialmente generalizado a lo largo de los cauces. 524 El tramo inferior del Suaron (ClJadro VII) parte del paraje de Venta de Montealegre, un Icildmetro aproximadamente aguas arriba de la confluencia con el arroyo de Los Cobos y ter­ mina poco antes de llegar al casco urbano de Vegadeo; el ma­ terial de la estaciôn X se caracteriza por fuerte dominio de cuarcitas (831) y relativamente bajo porcentajes de pizarras; este decrecimiento, mâs o menos graduai, de la presencia de pi­ zarras en la carga aluvial viene manifestandose desde la esta­ ciôn VI (Nafarêa), fenômeno que puede interpretarse como des- trucciôn de materiales menos resistentes a la violencia del me­ dio hidrodinâmico o bien, diluciôn en la masa aluvial por con- centraciôn de materiales menos frâgiles y altérables, como son las cuarcitas. El espectro de la estaciôn siguiente ofrece cier tas modificaciones que motivan claras diferencias con el de la estaciôn X; la presencia de pizarras aumenta considerablemente a todas las dimensiones, si bien mantiene el maximo en tamafios medianos; ello indica incorporaciôn masiva de este elemento a la carga aluvial, interpretaciôn confirmada por los fuertes apor tes de cuarcitas en altas dimensiones; la desapariciôn de los cuarzos evidencia que las môdificaciones de los espectros en este sector fluvial se deben particularmente a la diluciôn de este elemento por transite generalizado de materiales pizarro- sos y cuarcitosos. 325 CUADRO VII 0 cm. Aterra.3 (Est .IX) Est. X Est.XI Est., XII C% PI Ql Cl PI Ql Cl PI Q% Cl PI 01 2-6 24 25 2 18 3 3 15 5 - 11 - 2 6 -12 21 10 2 48 7 2 40 16 - 27 9 5 12 -24 13 - - 15 1 1 9 5 - 29 5 2 > 24 2 - 1 2 - - 10 - 6 2 2 0 cm. Aterra .5(Est .XII) Est. XIII Aterra.4(est.XIII Cl PI Q% Cl PI Ql Cl PI Ql 2- 6 22 6 2 16 8 2 27 22 3 6 -12 35 8 3 30 17 2 19 1 2 2 12 -24 17 2 2 14 5 1 10 2 1 > 24 2 - 1 4 1 - 1 - - 0 cm. A- Los Cobos A 2 Montouto Est . XIV Cl PI Ql Cl PI Q% Cl PI Ql 2-6 20 11 5 24 4 2 14 3 1 6 -12 28 19 7 44 4 1 34 3 3 1 2-24 8 2 - 21 - - 33 2 3 > 24 — — — — — — 1 3 — El paso a la estaciôn XII muestra significativa mo- dificaciôn de la carga aluvial; aquî los cambios sufridos en los aluviones son motivados a partir de formaciones aterrazadas o de fondo de valle donde los cuarzos incrementan su presencia por 326 fragmentaciôn y destrucclôn de materiales facilmente altérables. Los aportes de pizarras en tallas superiores y la presencia de cuarzos en todas las dimensiones justifican el cambio o susti­ tuciôn de la carga aluvial; la presencia de un aterrazamiento especialmente visible en la margen izquierda del cauce, cuyos taludes han sido socavados, permite la incorporaciôn de materia les antiguos a los acarreos actuales; el enriquecimiento en cuar zos es moderado lo que muestra suave alteraciôn de la carga alu vial antigua en clima mâs o menos frio. La contribuciôn del arroyo de Los Cobos en el recrecimiento de la masa aluvial del Suarôn es relativa, ya que a pesar de encontrarse en la confluent cia potentes bancos de cantos y bloques que forman acumulaciones antiguas por ambos cursos de agua, los aluviones del arroyo son menos gruesos puesto que faltan los bloques mayores de 24 cm ello viene a confirmar la interpretaciôn de que las modificacio­ nes de la carga aluvial en la estaciôn XII, es decir, aguas aba­ jo de la confluencia con el mencionado arroyo de Los Cobos se debe fundamentalmente a la socavaciôn de orillas y retoma de materiales antiguos, lo que no interfiere para considerar la sen sible influencia de este colector secundario en el incremento de la competencia de la onda de crecida. 327 7.5. Distribuciôn granulomêtrica del material fino. Régimen flu vial y condiciones de sedimentaciôn. El anâlisis granulomêtrico comprende la matriz inferior a 20 mm., es decir, formaciones detriticas constituidas por las fracciones gravas, arenas y limos mâs arcillas; esta ûltima se encuentra en cantidades insignificantes (0,11-0,81) lo que indi_ ca fuerte lavado y arrastre de materiales muy finos (Figs.27,23). La composiciôn granulomêtrica de la estaciôn I se ca­ racteriza por el alto contenido en gravas y muy raras particu­ les de la fracciôn menor de 60 micras; masa transportada en montôn con sensible lavado de arenas finas y limos. La curva acumulativa asciende lentamente, con regularidad, a partir de la arena media y describe una concavidad de gran radio; se tra­ ta de una acumulaciôn forzada-curva parabôlica-provocada pro­ bablemente por la morfologia del cauce, con numerosos diques y barras que frenan la corriente. El desarrollo de la curva acumulativa de la estaciôn II es algo distinto de la anterior. La fracciôn arenas ofrece al̂ tos porcentajes situandose el valor de la mediana en la fase gruesa; la curva granulomêtrica es de aspecto parabôlico, con una inflexiôn basai poco marcada y muy suave inflexiôn termi­ nal, lo que traduce cierta tendencia a la acumulaciôn libre. La composiciôn granulomêtrica de las estaciones III, IV y V son anâlogas entre si; ello muestra un rêgimen de corrien tes sin modificaciones en largos recorridos, los materiales son gruesos (85,41 de grava mâs arena gruesa),con medianas situadas en 328 e0 1ttjHbO bOO f o r j . — L n L D t ' ^ r - j v O L O v o i ' O v o l ' ' . | ' - . v O l O v O f O L O v D - = t r : l - r d - v O o tn M M vO Tl ^ CTl CT> 0> O O» O A4)ert(hrt CL, hO Kl hO vO aO vO LO ,— CTi ,— rxi o LO KA T— 1— oo LO o o o o o o o o o o o § Q gCJ Ad) Eo grtMbo C aO O e'o u I vo vo vo f— T f oo tD n K> LO o K> hO oo o vO(N K> 'O O tn < o tn O rvj tn 04 oo 6 w tn o- < fsl to oo \o oo m tn VO r̂ Ot- OO K) \o O o- < CvJ rsj 04 tn o o to "Tf en o o o M Tj" VO Tf tn enu: vO vO vO -=t t » - < X J-H»— I H - 4 H H »-H > > i-h x x x x : x 32? CO0 01 < Iuw CO CO soHu s ICJ 00 to Ot 'S' 3 o C r~- tH i-> m 3 i f i 3 a> o Cm •H K> IN CO T) o o ■■ OO o CT> X A CO 5 •H (N IN E 3 \ 3C3 cn VO VO LO «S' vD II II O5 bO CO <• •J in tu < ■ «Vo o 3 in 3 3 43 3 3 o> VH in vO O in > 3 3 M o> U 0> 3 O 3 E (U TJ M T) •H E M in •H 3 OO 3 U 3 O o o t3 o E 3 O. M) s Ml < s II +J II W) M IN W < < < < < < C3 O ' 330 c\o rt 3c/5 U< oc(U6 c'O uw M-i 0)T3 .o. toto to 1Z\ _o m ID-O •n -l}-< o T3 oca>E c\o urt uiw >(-3u bc u. 334 tamafios de gravillones (Cuadro VIII). Curvas de tipo parabôlico, con una concavidad mâs pequena que aquella de la estaciôn I; la inflexiôn basal es moderada y el ascenso es lento y casi recti- llneo; no hay limos ni practicamente arena muy fina. Se trata de un sector corresiVondlente al final del tramo superior carac- terizado por fuertesacumulaciones de materiales al estrecharse los cauces. Las estaciones VI y VI-I presentan curvas acumulativas semej antes a las anteriores, pero el aspecto en las secuencias de arenas finas acusan marcadas diferencias; se trata de ciertas estrangulaciones que aparecen en la dimension entre 0,20 y 0,30 mm y que comunican a la curva un aspecto articulado. Estas ro- turas a poca distancia de comenzar el ascenso hacia los tamafios mayores pueden interpretarse como dos fases de sedimentos dife- rentes depositados en condiciones forzadas; la mâs fina, con suave inclinaciôn retenida por los numerosos obstâculos de mate­ riales gruesos y vegetacion que se encuentra en las margenes y centro de] cauce; la sedimentacion mâs gruesa, con fuerte in­ clinaciôn de la curva, corresponde a normales acumulaciones fo£ zadas, bien por rapide descenso en la actividad de la corriente o por frenado brusco en diques o barras, naturales o artificia- les que aparecen en el 1 echo fluvial. Las estaciones VII y VIII, recuerdan respectivamente, a las curvas acumulativas de las anteriores estaciones I y II; la primera ofrece desarrollo parabôlico, con aspecto regular y marcada concavidad basai hasta el limite de arena media y grue- 335 sa, en el que su trazado es rectilîneo con ascenso râpido; media na situada en la fase gravillon y mala clasificaciôn (So= 1,92); por el contrario, la curva granulomêtrica de la estaciôn VIII muestra una clasificaciôn mej or (So = 1,61) ̂con inflexiôn basai mâs marcada, ascenso brusco hasta el limite de la arena gruesa con la grava, donde inicia una convexidad suave que tiende a dar a la curva ligero aspecto sigmoidal; ello evidencia en este sec tor una transiciôn de los arrastres en masa a un transporte en suspension turbillonar. La presencia de curvas con desarrollo anômalo, inicia- das en las estaciones VI y VI -1 aparecen con mâso menos irregu- laridades en las estaciones IX, X y XI; la curva de mayor arti- culaciôn corresponde a la estaciôn X; la fase arenosa muy fina se encuentra en pequenas cantidades (3 ,1 %) y carece totalmente de limos; la primera inflexiôn de la curva aparece en 0,12 mm con una suave concavidad y ascenso brusco hasta 0,25-0,30 mm,, donde se aprecia una pequefia meseta; a partir de 0,30 mm conti­ nua el ascenso râpido hasta 1,0 mm apareciendo otra meseta es- casamente horizontal que termina en una segunda estrangulaciôn con ascenso de la curva hasta la fracciôn grava. Este comporta- miento granulométrico se traduce en muy mala clasificaciôn (So = 3,01) con amplia dispersiôn global. Se trata de la accion simultânea de varios procesos diferentes en la formaciôn de la carga aluvial fina, mezclas de acumulaciones libres y forzadas cuyos materiales rellenan a veces los intersticios que forman los depôsitos de cantos y bloques - o por acumulaciones végéta­ les que frenan la corriente y el transite de sedimentos en las 336 grandes avenidas y que en las curvas acumulativas se tradude por la apariciôn de elevaciones y depresiones con umbrales mâs o me­ nos marcados y amplios. Las curvas acumulativas de las très estaciones siguien- tes son de aspecto muy semejante; se caracterizan por su mala clasificaciôn (So = 1,80-1,91-1,94) y amplia dispersiôn global. Los materiales de las estaciones XII y XIII pertenecen al grupo de curvas parabôlicas; fuerte inflexiôn basai en la parte ter­ minal de la fase arenosa muy fina, con un espacio rectilîneo hasta la fase de arenas gruesas y ligera convexidad en toda la secuencia de la fracciôn grava, lo que manifiesta cierta tenden- cia a formar una "ese" muy estirada; por el contrario, las mue£ tras de la estaciôn XIV ofrecen curva parabôlica tîpica de acu­ mulaciones forzadas, a pesar de ser el ûltimo sector del tramo fluvial inferior, los parâmetros e indices granulométricos con- tinuan siendo identicos a aquellos de cabecera y del tramo me­ dio, lo que confirma el origen del material como mezclas de apor^ tes longitudinales con sedimentos procedentes de laderas y de la destrucciôn de las margenes del cauce por socavaciôn (for- maciones aluviales antiguas y recientes).(Figs. 27 y28). Los caractères granulometrieos de la fracciôn menor de 20 mm. en los afluentes principales -Pumarin, Lormes, Mole- jôn, Los Cobos, Anides y Montouto- son analogos a los del colec- tor principal, taies como elevados porcentaj es de gravas y are­ nas gruesas (Cuadro VIIÏ), mala clasif icaciôn, amplia dispersiôn 337 global, fuerte lavado de materiales muy finos (arenas muy finas y limos), altos valores de medianas, etc.; entre los arroyos existen tambiên ciertas caracterîsticas particulares, como por ejemplo para el arroyo Pumarin la curva granulomêtrica es tîpi­ ca de una acumulaciôn forzada, con una concavidad muy acentua- da, mientras que los arroyos de Lormes, Molejôn, Los Cobos y Montouto, ofrecen curvas tambiên parabôlicas, pero se aprecia una concavidad mâs moderada y aspecto casi rectilineo en el ascenso hacia las altas dimensiones; finalmente, las curvas del arroyo de Anides muestran cierta tendencia hacia una ligerisi- ma inflexiôn terminal. (Fig. 29) Los resultados obtenidos de parâmetros e indices gra- nulometricos y el desarrollo de las curvas acumulativas, permi- ten deducir algunas consideraciones sobre el transporte y sedi- mentaciôn de la carga aluvial en relaciôn con las condiciones de la dinâraica fluvial. El proceso de transporte en la cuenca del Suarôn se realiza en masas desordenadas o montones de mate­ riales caôticos, pero con ciertas migraciones de los mâs f inos ; caracter comûn en todos los cauces es la escasisima presencia de la fracciôn menor de 60 micras (inferiores al 1 %) y de la fase arenosa muy fina (0,3%-5,4%). Las condiciones de sedimen- taciôn se realizan, en general, por acumulaciones retenidas a través de los numerosos obstâculos (pavimentos, diques, presas, barras, etc.) existentes en los cauces, estorbos que a su vez modifican la competencia de la corriente; estos condicionamien- tos debidos a las circunstancias morfolôgicas de los cauces flu 338 viales, no favorecen la selectividad granulomêtrica progrèsiva sino por el contrario, contribuyen a que en todos los lugares del curso fluvial la clasificaciôn de los materiales sea mala. Otros tipos de curvas granulométricas como las de as­ pecto irregular por estrangulaciones y aquellas de tendencia hacia una forma de "ese" estirada, son poco frecuentes; corres- ponden las primeras a sectores fluviales donde existen mezclas de materiales de distinta procedencia, y las segundas a sedimen tos transportados y depositados sin numerosos obstâculos al mo- dificarse el medio hidrodinâmico. En resumen, tanto la dinâmica fluvial como los procesos morfogenêticos de los cauces, se con- dicionan a las grandes avenidas, y particularmente a las forma- clones rocosas coherentes de los cauces, a las acumulaciones detrîticas, tanto naturales abandonadas en los cauces durante el curso del transporte como artificiales, y a la cobertura vegetal. 7.6. Niveles de acumulaciôn fluvial en el valle del Suarôn El valle del Suarôn se orienta en direcciôn S-N, exten diendose por el dominio del Eo con una longitud de 18,100 Km; en su curso alto va paralelo y prôximo a la lînea de cabalga- miento que da lugar a la superposiciôn de la Unidad del Eo so­ bre la Unidad del Navia, discurriendo siempre encajado por las cuarcitas y pizarras de la Serie de los Cabos. En su tramo alto el Suarôn présenta caractères de rîo recto y posteriormente adquiere aspecto meandriforme, al - canzando su indice de sinuosidad un valor de 1,24. No existe 3 3 1 O/,«œ O o o □ o o o co d) 340 ninguna referenda bibliogrâfica en lo que concierne al Cuater nario fluvial del Suarôn, representando el estudio de las acumü- laciones antiguas de materiales detrîticos que aquî hacemos una continuaciôn del realirado sobre los aspectos morfolôgicos y mor- fodinâmicos de su cuenca-vertiente. (Fig. 30). Del rîo Suarôn solo hemos localizado un nivel antiguo a + 4-6 m del thalweg actual, este nivel no esta representado por igual en todas las estaciones y en realidad no se trata de un nivel de terraza sino de glacis-terrazas formados en gran parte por los arrastres de vertientes que posteriormente han sido modi ficados por la acciôn del rîo al irse este encajando. Los cinco depôsitos localizados por nosotros aparecen en las zonas bajas de vertientes en vîas de regularizaciôn con sensible inclinaciôn hacia el curso fluvial lo que conduce a considerar estas acumulaciones como formadas en la parte termi­ nal de un glacis. En ocasiones el material de ladera fosiliza a los depôsitos de glacis-terrazas. Nivel + 4-6 m (Cuadro IX y X) - Estaciôn I En la carretera de Paramios a Monticelo, en la margen derecha del Suarôn,se encuentra un corte visible de unos 15-20 m de longitud, no pudiendo calcularse la extension por encontrar- se el material antiguo de este nivel + 4-6 m fosilizado por los derrubios de vertiente, la potencia del depôsito es de 1-1,5 m. 341 O' X o ool-J0H J >- ptiF- 1•JO O 0 cn 1o rc I I A0>6 T) Oj rt I I I K) ’— I r j 1— I CM I T— VO I I r- I I vO en (N to OO to vO 1 Ov\o w VO Ov OO -rt oo \0 COrsj V) O4-> u Oi cy U CL. O' O CL O'•H C c cVO \0 VOVO p. O u U W CO PU w W 342 <üCJ U o U oo % u I I 1 1 c < VO u CM O urt o 3 CI C o •H E- "Tf vO 4-» 1—1 Ë \o C C l u o o 1—1 tij < C VO X CJ o •H VO 1 05 tno M C o ; w (D Q s e < c O C l T> CM u nS O co O OO (SI s c4 o U tn z M 00o ov O» LO vO u co o vO en (SI OV A- zo o oo o K l T— I \o Pu u 40C oi LO 00o vO T) o LOu Z (S IT± 40 X ÜD< O O o o o oo t- o o LO LOPC 40 t'' (SI (SI sfQ u o< CC Z o (C o o o oo < LO LO o o o ou n ( S | VO (S Iu 0)4->4> > % H > co c c c c ■Hw VO 4-1 o VO 4J VO A• H 0> eu (U A w u Ta u H u 0> VO (4) A ni ni E-C (U m e fX +J ni bo 4-> ni e 4-J f-.o tf) u w < w 345 Se trata de un repiano correspondlente a un cauce an­ tiguo, sin morfologîa horizontal de terraza; las acumulaciones detrîticas del depôsito presentan disposiciôn caôtica sin es - tratificar y estân formadas por aportes latérales accionados dentro del regimen fluvial; aluviones gruesos dentro del tama no de bloques y cantos grandes con coloraciôn amarilla como resultado de la fuerte alteraciôn a que han estado sometidos, engastados en una matriz gruesa constituida por gravas de pi­ zarras y cuarcitas. Los aluviones se encuentran en contacte irregular con el substrate cuarcîtico-pizarroso. En cuanto a la granulometrîa es de notar un predomi- nio de cantos médianes y grandes con mediana de 6,0 cm y centi- lo correspendiente al tamafïo de bloque. Litologîa de cuarcitas y pizarras con muy escasa presencia de cuarzo. La morfometrîa (fig. 31 ) présenta un indice de des- gaste (Md Id = 253) tipico de régimen fluvial ; la mediana de disimetrîa muy baja (512) indica escaso fraceionamiente, po- siblemente por tratarse de una acumulaciôn correspondiente a la orilla de un meandro (point-bar). Recubren a estas acumulaciones materiales de vertien­ tes solifluxionados que procedentes de las laderas forman una pendiente continua, presentando toda la superficie topogrâ- fica una fuerte inclinaciôn hacia el cauce actual; todo ello parece indicar que no se trata de una autentica terraza sino mâs bien de un glacis-terraza. 346 -Estaciôn II Prôximo al arroyo Molejôn en la vertiente derecha y junto al puente de la carretera se encuentran materiales de distribucciôn muy dispersa, en una extensiôn de unos 10 m. Se trata de un nivel fluvial situado en el extreme de la vertiente regularizada con potencia de 50 cms a 1 m. La disposiciôn de los aluviones es masiva, caotica, con carac- teristicas de aluviones gruesos fuertemente desgastados y muy anâlogos a los actuales, por debajo se observa el subs­ trate de pizarras y cuarcitas. Recubren a este depôsito mate­ riales muy heteromêtrices de ladera que se han deslizado por solifluxiôn. Con respecte a la granulometrîa de este depôsito el maxime del histograma se encuentra en la secuencia de cantos pequenos y médianes (4-8 cm) con mediana de 6,5 cm; el centi- lo mâs bajo que en los otros depôsitos (27,0 cm) y en cuarzo. Litologîa de cuarcitas, pizarras y cuarzos. La morfometrîa (Fig. 31 ) ha sido realizada en cuar citas y pizarras, ofreciôndo ambas dos y très mâximos para el desgaste y aplanamiento, lo que indica mala clasificaciôn del material por la presencia de aportes latérales, a partir de materiales arrancados a las vertientes por la erosion; con­ firma asî la sedimentologîa la observaciôn morfolôgica de que no se trata de terrazas cuyos aportes procedan fundamentalmen te del arrastre longitudinal del rîo, sino de glaCis-terrazas, cuyos aportes principales proceden de las vertientes y han 20 15 % 10 Md =2,62 Tfhr 200 400 Md = 253 jn 600 3 = I l 1 30 25 - 20 % 15 10 20 Md =196 % 10 200 iCb 400 Md = 2,36 n Md = 2,93 20 15 % 10 5 0,U: I 200 400 I h D ~ h Md =296 T-t-rr 600 Fig.31. Histogramas morfomêtricos de desgaste (I) y aplanamiento (II). Nivel + 4-6 m Suarôn; estaciones I-II-III. 348 sido accionado por el régimen fluvial. - Estaciôn III Nivel cuaternario extendido en una longitud aproxima- da de 80-100 m, con pequena anchura de superficie, potencia de 3-4 m y fuerte pendiente hacia el thalweg del rîo. Corte visible en la trinchera de la carretera Meredo- Vegadeo, margen izquierda del Suarôn; la superficie ofrece una pendiente paralela al thalweg actual. Materiales heterométricos con bloques relativamente disperses de color amarillo oscuro sin haber encontrado cantos raros y engastados en una matriz fina; aluviones en masa cao­ tica sin estratificar mezclados con materiales procedentes de las laderas; se observa el substrato cuarcîtico. Como en los depôsitos anteriores la mediana de grano es de 6,0 cm y el mayor nûmero de elementos se encuentra en la secuencia de cantos médianes y grandes (4-12 cm); el centilo en cuarcitas présenta tamano de bloque (51,0 cm). Litologîa de cuarcitas, pizarras y escasos cuarzos. El analisis morfométrico evidencia un marcado régimen fluvio-torrencial, la mediana de desgaste es al ta (296) y tam- bién la mediana de aplanamiento (3,93) llegando a presenter hasta cinco mâximos en le histograma; el indice de disimetrîa moderadamente elevado (602). (Fig, 31). Recubre a los aluviones materiales sol ifluxionados so bre la vertiente formando una pendiente continua sobre una su­ perficie topogrâfica inclinada hacia el thalweg (Lâm. XXXII). 2 A l Lâm. XXXII A) Nivel fluvial del Suarôn en la carretera Meredo-Vegadeo con fuerte pendiente hacîa el thalweg del rîo, materiales hete­ rométricos con centilo en el tamano de bloques. B) Vertientes regularizadas con laderas cubiertas de materiales de tipo periglaciar; en las partes bajas de las vertientes se encuentran colgados los niveles de acumulaciôn fluvial. 1/ '-Jr' - I a m.XXXII 351 Este depôsito. como los anteriores, es un antiguo eau ce del rîo mezclado con aportes de vertiente, donde aquî poste^ riormente el rîo se ha encajado formando un meandro. - Estaciôn IV- En la carretera que une Piantôn con Armeirin en la ma£ gen derecha del Suarôn, situada sobre la estaciôn XIII del ac­ tual a + 4-6 m del thalweg, se encuentra una acumulaciôn muy he teromêtrica de cantos y algunos bloques disperses con caractè­ res anâlogos a las anteriores acumulaciones; mediana de grano en la secuencia de cantos medianos (6,0 cm) y centilo de 34,0 cm. La morfometrîa es de îndice de desgaste medianamente elevado (Md Id= 211), con alto îndice de aplanamiento (Md Ia= 3,05) y disimetrîa (Md Idi= 699). (Fig. 32). - Estaciôn V- Situado en un gran meandro que el Suarôn forma en Ar- meirin, apoyado sobre las laderas de la vertiente, se encuentra el corte visible de unos 60 m do largo y un ancho aproximado de 10 m con fuerte pendiente hacia el thalweg; en la base exi^ te un repiano que forma un aterrazamiento en la margen convexa del cauce (point bar). La potencia de los aluviones es variable apareciendo como mâximo en un frente de 2,5 m ; aluviones en masa no estra­ tif icados ni cementados, mezclados con algunos aportes latéra­ les y mostrando contacte irregular con el substrato pizarro- so. Recubre a los aluviones una delgada capa de suelo de apro- 3^' 25 20 - 15 • % . 10- 5 - 200 Md= 211 J 3 = ^ 400 600 II Md = 5,05 n - k . n r- % n Md = 274 200 400 Md= 2;58 ~ t ~ n ~ i - n . II -cn Fig. 32. Histogramas morfométricos de desgaste (I) y aplanamiento (II). Nivel + 4-6m Suarôn; estaciones IV-V. Lâm. XXXII bis A) Detalle del nivel de acumulaciôn fluvial de la estaciôn III de la cuenca-vertiente del Suarôn, aluviones en masa caotica sin estratificar. B) Armeirin. Nivel de acumulaciôn fluvial + 4-6 m de la estaciôn V , situado en un gran meandro que forma el Suarôn, C) Vista general del nivel + 4-6 m de Armeirin; terraza mal deli- mitada respecte a la vertiente formando unidad morfolôgica con ella. m r n m ê m lam. XXXII BIS 355 ximadamente 50 cm de espesor; todo ello forma una pendiente con tinua hacia el thalweg (Lâm XXXJI bis; B,C). Aluviohes formados por cantos y algunos bloques rela- tivamente disperses con indice de desgaste bastante elevado (Fig.32) (Md Id= 274) y aplanamiento con très mâximos en el histograma, probablemente debido a que gran parte de los aluviones ban sî do incorporados por aporte lateral. Litologîa de cuarcitas y pizarras con escasa presencia de cuarzos (81); la mediana de grano (7,8 cm)alcanza valores mâs elevados que en depôsitos anteriores y tambiên el centilo (52,8 cm). Terraza mal delimitada con respecto a la vertiente formando unidad morfolôgica continua con ella. En la margen derecba del rîo, se ofrece otro aterrazamiento a 1 m sobre el thalweg actual con materiales de solifluxiôn, el reborde del aterrazamiento es menos neto que el de la terraza de la margen izquierda. 7.7. Granulometria de arenas (cuadro XI) La fracciôn menor de 20 mm es muy heteromêtrica con representaciôn en todas las fases arenosas. Los valores de me dianas en general son altos (Q2 = 2,00-1,45), y corresponden fundamentaimente a materiales de arena gruesa, excepte en el depôsito de la estaciôn V donde el valor de la mediana es mâs bajo (Q2 = 0,75); en todos los depôsitos la fracciôn grava es la que alcanza mâs altos porcentajes (49,6-25,6). Todas las curvas presentan muy mala clasificaciôn (S^ =2,02-2,79). tx>Q 356 X sIu cn § IS in CM VO O o to CM CM o to \D \o LO o (N o to to O ' O o o o o o o o o o o to o vO LO NO o> O ' in LO r- Tf o OO o NO LO oo to cy o o o o o tn in o o LO \o vO o O ' T- CM o in o o o o rsi oo CM ro O ' ■rt- (XI to CM to in o o 'O (N to o to V 4-t in o CM 6 Tf to \0 o vO vO to tw < o r-' T- CM «» cn to Oi c- NO in to r-v to CM 0» o> NO M < in \0rsi oo vO vO \D fH U -* rsi Oi LO Tf to •îf > > tn o C C C a c •M \o \o \o \o lO H •H •H V) U U u u u \o rt OS cd aJ (d CL 4-> •M •M +J 0} v> in in tn to a w W w w W M I f ) _o JO m in CM in c \o u CU 3E 3u CU 0)"3 358 En general se trata de depôsitos fluviales mal clasi- ficados y modificados con posterioridad a su formaciôn que ofrecen curvas sin clasificaciôn (Fig. 33 ) . 7 .8 Consideraciones finales Morfologicamente, la cuenca del Suarôn ofrece escasas acumulaciones pertenecientes a los antiguos arrastres fluvia­ les, no se puede hablar en él de terrazas sino de nivel de acumulaciôn fluvial, debido a la escasa presencia de superfi­ cies planas, asi como a la escasa potencia (1-4 m) de estas acumulaciones detrîticas. El carâcter estrecho del valle ha dificultado el de- sarrollo de las acumulaciones fluviales y la erosiôn sobre las vertientes, que en general fosiliza a los depôsitos, ha limi- tado la extensiôn de los aluviones y ha hecho su reparte de- sigual. No es posible relacionar a lo largo del valle las diversas acumulaciones desde un punto de vista morfolôgico; sin embargo, el estudio sedimentolôgico aplicado a los aluvio­ nes del valle del Suarôn si présenta caractères similares; la litologîa en todos elles es de cuarcitas y pizarras con muy escasa presencia de cuarzos; la mediana de grano se en- cuentra siempre en la secuencia de cantos pequenos y médianes (6 ,0-7,8 cm) con centilos en el tamano de bloques pequenos (27-52,8 cm); la morfometria ofrece indices de desgaste den- tro de un régimen fluvio-torrencial (Md Id 188-296), la di- 359 simetrîa alta (602-669) excepto en la estaciôn I donde la di- simetrîà es francamente baja (510), por tratarse posiblemente de alguna acumulaciôn en algûn antiguo meandro (point-bar) del Suarôn, Sobre la genesis de estas acumulaciones carecemos de datos précisés que nos la puedan determinar pero parece tratarse de un nivel de acumulaciôn muy reciente. PO R c 1 A o 11 i I ud k m • •• n i » e i r o t c a * t r p b o r r o t o ta n d o o ïo veg uino *« » iro 40 V n i v e l + « i f m  n i v e l -f- j f m # n i v e l + • i ' m ■ O t e r r a i o m i e n t o d i a l i S U A R O N e l i i t u d BOC- ' K m n i v e H - 4 - 6 m # 20C - 20 K m 10 d i s t a n e i e L A P L A T A F O R M A L I T O R A L 0 R A S A C A N T A B R I C A Y E L F R E N T E C 0 S T E R 0 CAPITULO OCTAVO 361 8.1. Introduccion El tramo litoral comprendido, entre el estuario del Na via y la ria del Eo, es una zona de abrasion, notoria, extensa y bastante uniforme. Esta plataforma se extiende desde el cabo de Penas en la zona central del litoral asturiano, hasta la par­ te oriental de la provincia de Lugo, donde comienza el macizo granitico de Galicia. Desde Navia hacia el occidente de Asturias, esta super ficie de abrasion marina va haciendose paulatinamente mâs ancha llegando a alcanzar los 6 kms de anchura en lugares como: Casa- riego. Barres, Campon... términos situados en el extremo occi­ dental, mientras queda reducida a unos metros en las proximida- des de Navia. Présenta la rasa una fuerte basculacion hacia el oes- te que se manifiesta observando los materiales detriticos reto- cados por el mar que en las proximidades a la desembocadura del rio Eo se encuentran a alturas de 20 m, alcanzado los 70 m ce£ ca de Navia y los 90 -100 m en zonas mâs orientales. Ello indica un movimiento de basculacion general del pais hacia el occiden­ te, motivado igualmente por un rehundimiento del pais gai lego hacia el Atlantico. La rasa cantâbrica, conocida ya por SCHPLZ (1058) y Barrois (1882) empezô a ser descrita por HERNANDEZ SAMPELAYO, 1923 y CUETO RUIZ DIAZ, 1930 y posteriormente estudiada por HERNANDEZ PACHECO (1949) que en un principio atribuye a la ra­ 362 sa cantâbrica un origen continental. Supone que tal arrasamien- to era representative de una penillanura que en el borde del con tienente se adentraba ampllamente en el mar, penillanura que al ser combatida por las olas, durante el Cuaternario, va retroce- diendo y formandose en su Trente un acantilado. Investigaciones posteriores (GUILCHER, 1955; LLOPIS LLADO, 1956, 1957, 1964; HERNANDEZ PACHECO y ASENSIO AMOR, 1959, 1960, 1961, 1962, 1963, 1964; GRISEZ, 1961; NONN, 1960, 1966; MARY, 1967, 1968, 1970, 1971, 1972, 1975; ASENSIO AMOR, 1974, 1975, 1979) atribuyen a la rasa cantâbrica un origen marino. Se estudian depôsitos de material detrîtico que proceden de un tran_s porte fluvial desde el interior del continente, que queda depô- sitado sobre la superficie de la rasa y que posteriormente es removido y modificado por el mar en êpocas donde se ban sucedi- do cambios de nivel eustâticos. Taies fenômenos pueden ser moti- vados por aborabamiento de los fondos oceânicos, lo que determi- narîa cambios de nivel eustâticos diastrofico, o por licuaciôn de los casquetes de hielos de las altas montanas, lo que déter­ mina el aumento del volumen de las aguas marinas por mécanismes glacioeustâticos; este séria el caso de lo sucedido en la rasa cantâbrica en el transcurso del Cuaternario. Los materiales, en un principio transportados desde el interior del continente, fueron trabajados por el mar, quedan- do depôsitados sobre la superficie de la rasa donde posterior­ mente, al retroceder ésta por erosiôn marina y en êpocas de ele vaciôn del nivel del mar, sufrieron el desgaste marino. Asî pues 36: la rasa es una antigua superficie de abrasion marina; a cada ele- vaciôn marina sucediô una regresiôn, lo que fue suficiente para modificar en detalle la superficie de la rasa y dar a los mate­ riales que la cubrian el carâcter de depôsitos costeros traba­ jados por el mar. La rasa se va destruyendo por el proceso ero- sivo del mar que hace retroceder cada vez mâs el frente de los acantilados. La existencia de arenas eolicas ya fijas (ej; depôsi­ to de Campôn y Torbas) que procedentes de las playas se depôsi- taron en la rasa arrastradas por el viento, los depôsitos tipo raarisma y los entrantes con arenas muy ferruginosas, alternando con masas caolinicas (ej; depôsito de Campôn, Castello y Torbas), nos denuncia un litoral poco profundo y situado a unos 15-18 m sobre el nivel del mar. En algunas zonas se observan niveles escalonados del frente externe de la rasa comprendidos siempre por debajo de los 60 m; a esta altura la horizontalidad es casi perfecta, ter- minando casi siempre de modo brusco al ser cortados por el acan tilado, observândose sobre éste depôsitoscolgados de material modi ficado y desgastado por el mar. En la zona que nos ocupa de Navia al Eo pueden observarse sobre los acantilados depôsitos con retoque marino en: la punta de la Rubia, Santagadea, Palo de Rego, Falcoeira, el Gaviotero, etc. Junto a estas pruebas sobre el origen marino de la ra­ sa, bay que hacer notar, que en el tramo de rasa cantâbrica re- corrido por nosotros, no aparecen en ningun momento restes de 364 antiguos cantiles, cuevas de erosiôn marina, como las que se ob­ servan en el frente acantilado actual, ni grandes masas de arenas playeras con restes de conchas de moluscos marines y conchuela por trituraciôn de la misma. La causa de ello se encuentra; a) en la acidez tan alta que registra cTsuelo, que ha hecho disgregarse por complete el contenido en CaCO^ que en ella quedarâ depôsitado durante la invasiôn del mar. La fuerte acidez que caracteriza a esta zona ha podido destruir de forma total los residues orgânicos y no ha permitido que se lleguen a pro- ducir fenômenos de fosilizaciôn. b) los materiales depositados sobre la rasa ban esta- do sometidos en el transcurso del tiempo a dos tipos de clima; uno anterior frîo y hûmedo puesto de manifiesto por la apari- ciôn de cantos rotos por un proceso de gelivaciôn (ASENSIO AMOR y NONN, 1964) y otro actual, templado y hûmedo (ASENSIO AMOR y SUAREZ ACEVEDO, 1962). La hûmedad ha podido ser el factor de­ cisive en la alteraciôn de estes materiales. Acciôn de la hûme­ dad que no solo habrâ actuado de una forma fîsica o desintegra- dora, sino que tambiên esta acciôn de la hûmedad sera quîmica rea1izandose fenômenos de hidrôlisis y de disoluciôn que ban po­ dido destruir las combinaciones calizas y silîcicas de origen orgânico. c) no se observan restes de antiguos acantilados porque posiblemente ban quedado fosilizados y rellenos por los materia­ les procedentes de las vertientes en vîas de regularizaciôn; glacis que se extienden al pie de los relieves de cuarcitas y pi- 365 zarras de la Serie de los Cabos, los cuales en su tramo final re posan sobre los materiales de la rasa y la fosilizan. Esto puede observarse por ejemplo en el depôsito Casariego-Brui, donde en el tramo final del glacis, y al pie del mismo, en Orjales, apa­ recen los cantos con modificaciôn marina. Tambiên en la Caridad, donde los materiales de piedemente -fragmentes no calibrados en matriz arenosa arcillosa- reposan netamente sobre depôsitos ma­ rines, llegandose a entremezclar con elles. 8.2. Unidades morfolôgicas La cartografîa de esta zona mâs prôxima a la costa la consideraremos formada por los siguientes trames, que représen­ tâmes en el mapa geomorfolôgico. 1) Glacis, situados al pie de los relieves de cuarci­ tas y pizarras de la Serie de los Cabos, y que en algunos luga­ res descienden hasta la çurva de nivel de 100 m y en otros pun- tos alcanzan les 150 m. 2) Rasa del occidente de Asturias, sobre cuya superfi­ cie aparecen diseminados materiales modificados por el mar co- rrespondientes a diversas transgresiones marinas cuaternarias. Se trata de depôsitos formados por cantos de cuarcitas, arenis- cas y cuarzos principalmente. El nivel de la rasa en este tramo esta comprendido en­ tre los 15 y los 70 m ; presentando como ya hemos indicado una basculacion hacia el oeste y correspondiendo su anchura maxima a 5-6 km. 366 3) Depôsitos posteriores al interglaciar Riss-Wurm, for mados por el progresivo encajamiento de la red hidrogrâfica en la rasa. Un depôsito de esta clase lo observamos en la terraza del rîo Porcîa, situada a + 10-12 m, sobre la ensenada del Por- cîa, cuyos materiales presentan un accionamiento fluvial sin po£ terior retoque marino, lo que indica que cuando el rîo Porcia discurrîa a 10-12 m sobre el thalweg actual, la ûltima invasiôn marina ya habîa tenido lugar, siendo el depôsito posterior a ella. 4) El frente costero y los depôsitos actuales, que com- prende el acantilado actual y el conjunto de playas, ensenadas, etc. 8.2.1. Glacis En lo que se refiere al dominio de los glacis, se ob­ serva la presencia de algunas formaciones topogrâficas de este tipo que descienden lentamente hacîa la plataforma de arrasamien to litoral. Las vertientes nortes de la Cordillera Cantâbrica des­ cienden en algunos lugares Porcîa, Orjales, Piiîera... hacîa la plataforma litoral o rasa Cantâbrica como glacis mixtos bien de sarrollados al pie de los relieves mas interiores formados por la Serie de los Cabos y originados a partir del fenômeno de re­ gular izaciôn de vertientes. Durante las sucesivas transgresiones marinas, el mar llegô hasta un pie de monte y el glacis, se ha formado posterior 367 mente por regularizaciôn de las vertientes. La superficie de los glacis desciende hasta la misma rasa y ha podido fosilizar anti- guas cuevas de erosiôn formadas, antiguos acantilados, etc, que no aparecen ahora por haber sido cubiertas y rellenas por estos glacis. Se trata de glacis de perfil longitudinal ligeramente côncavo con pendientes suaves -inferior a 6 -- que se desarro- llan sobre un substrate cuarcîtico-pizarroso (Câmbrico medio- Ordovicico inferior). Estos niveles se encuentran tendidos desde las vertien tes norte de la cornisa cantâbrica y se aprecian fundamentaImen te a ambos lados de los rios-Porcîa, Anguileira y Toi- que for- man la red hidrogrâfica mâs importante que cruza a la rasa o superficie de abrasiôn marina, en el tramo estudiado por nosotros Glacis de tipo mixto- glacis rocoso y glacis detrîtico- encontrândose en mayor proporciôn el material detrîtico que los afloramientos rocosos. Jalonando el glacis se observa material periglaciar de cuarcitas, cuarzos y pizarras muy alteradas. Es­ tos materiales procedentes de las laderas son cantos y bloques pequenos cuya naturaleza litolôgica esta siempre en relaciôn con los que coronan las cumbres de las moutanas. Los materiales que afloran en la superficie de estos glacis muestran escaso desgaste y sus elementos estan mâs o me­ nos consolidados en una matriz arcillosa. (Lam. XXXIIB). %e'f *'! glacis N O R J A I E S B R U L C A S A R I E G O T_ / o o o o o ^ ^ -z- C U A R C I T A S Y P I Z A R R A S CON E F E C T O S P E R I G L A C I A R E S o o o O d e p . d e r e t o q u e m a r i n o 368 Los elementos parecen haber sido arrastrados por cola- das de solifluxiôn, sobre las laderas de las vertientes, siendo muy frecuentes los fragmentes gelivados de pequeno tamano que originan acumulaciones detrîticas , donde se observa desplaza- miento de escombros y en los cantos grandes pianos de fragmen­ tation. Todo ello induce a pensar que estas vertientes han es- tado sometidas a un ambiente climâtico frîo, donde se han desa- rrollado los mécanismes tîpicos del medio periglaciar. Junto a estos procesos que denotan intense frîo, se observan rasgos que presentan condiciones hûmedas, taies como oxidaciones fe rruginosas y coloraciones rojizas y amarillentas de los mate­ riales por alteraciôn de los mismos.(Lan. XXXIIB). Generalmente, en los trames finales de las pendientes, se da la particularidad de que los materiales detriticos peri- glaciares de los glacis fosilizan o entran en contacte con las acumulaciones aportadas por el curso de los ries y con los materiales detrîticos que se extienden sobre la superficie de la rasa y que presentan un retoque marino, lo que nos induce a pensar que la edad de estos glacis corresponde al pleistocene superior y son posteriores a la rasa a la cual fosilizan. 8.2.2. Depôsitos accionados por el mar, situados sobre la rasa Son muchos y diseminados los depôsitos continentales que se encuentran sobre la superficie de la rasa y que apare­ cen modificados por el mar. NONN (1966) asignô a estos depôsi­ tos un origen marino, pero aceptando que pudo estar préfigura- 3 ^ ? fO 30 CO O) 370 da por glacis preexistentes muy alterados. En cuanto a la edad ASENSIO AMOR S NONN (1964) han de- mostrado que la rasa es anterior al Tirreniense. Su genesis ha sido debida fundamentalmente a la abra­ siôn marina, al ser invadido el borde continental por los movi- mientos eustâticos con la correspondiente transgresion marina, seguido de un retroceso posterior o regresiôn marina. El mar ha invadido en diferentes êpocas este borde li­ toral; durante estas invasiones la rasa sufre un retoque erosi- vo que va haciendo cada vez mâs uniforme su ya plana superficie, en algunas zonas muy prôximas al acantilado actual. Tales inva­ siones debieron ser de muy corta duraciôn, tanto mâs cortas cuan to mâs se adentraron en la rasa. Asî pues, la rasa fue ocupada por el mar, durante cer­ tes periodos de tiempo sucediendo a las transgresiones marinas, râpidas regresiones, lo que ha ido modificando la superficie de la rasa y ha formado depôsitos de materiales retocados por el mar. Los depôsitos aquî estudiados de occidente a oriente -desde la ria del Eo hasta la desembocadura del rîo Navia- y que presentan retoque marino, son los que se describen a conti- nuaciôn (Cuadro I y II). (Fig. 34). - Punta de La Rubia Depôsito colgado del acantilado (Lâm. XXXV) correspon­ diente al lugar denominado punta de La Rubia, prôximo a la pla- 371 CUADRO I COMPOSICION GRANULOMETRICA Y LITOLOGICA Escald dimensional cms. Depôsitos 2-4 4-6 6-8 8-12 12-16 16-24 24-40 Md Ce 1 1 1 1 1 1 1 cm cm Punta la Rubia A% 1 4 6 4 2 2 - 6,5 33,0(C) C% 5 20 11 10 2 1 1 Q% 4 12 9 3 1 - - p% - 1 1 - - - - Santagadea Ai 17 34 15 9 1 - - 5,5 32,0(C) Cl - - - 3 - - - Ql 4 8 2 1 - 1 - PI - 1 2 2 - - - Campôn(terraza) Cl 23 19 7 5 1 1 1 4,1 33,7(0 Q% 26 12 4 1 - - - Campôn(cantera) Cl 29 25 5 2 1 1 - 4,0 17,5(C) Ql 25 8 3 1 - - - T ombin Al 8 24 17 6 1 2 - 5,7 31,8(0 Cl - 1 - - - - 1 Ql 10 16 1 1 3 - - 372 CUADRO I (continuaciôn) Depôsitos 2-4 4-6 6-8 8-12 12-16 16-24 24-40 Md Ce 1 1 1 1 1 1 1 cm cm Serantes Al 3 6 6 6 1 - - 5,5 18,5(0 Cl 3 11 7 5 1 1 - Ql 18 21 7 2 1 1 - Casariego Al 4 4 6 2 - - - 5,7 16,5(0 Cl 13 25 15 9 4 1 - Ql 6 5 4 2 - - - Lugar Nuevo Cl 1 2 33 20 15 4 4 - 5,5 30,5(0 Ql 6 4 1 1 - - - Punta de la Atalaya-Porcîa Al - - 1 2 - - — 7,5 29,0(0 Cl 5 29 28 22 5 5 - Ql - 1 1 - 1 - - Valdepares Cl 27 46 11 7 2 1 - 4,7 2 2 ,3(C) Ql 2 3 - ' - - - - PI — — 1 — — — — 373 CUADRO I (continuaciôn) Depôsitos 2-4 4-6 6-8 8-12 12-16 16-; 1 1 1 1 1 1 La Caridad Al 28 45 13 3 - - Cl 2 1 2 4 1 - PI - - - 1 - - Torbas Al 2 19 4 5 1 1 Cl 9 21 12 13 4 1 Ql 2 1 1 1 - - PI 2 1 - - - - Canteiro (aslas) Al 26 44 14 6 2 1 Cl 1 1 1 - - Ql 3 - 1 — - - 4.9 14,0(0 5,5 20,5(0 4,9 20.0(C) A = arenisca, C= cuarcita, Q= cuarzo, P= pizarra, Md = media na de grano. Ce = centilo. 374 §Iu It in g I oc: t—' iu. cto o o oo T-” rM o•MC tod> to•HEnjaCtJ ex r-rt N/ T- cr»t" r O oo LO 'd- to o c oLO oto to oo LO t-~ LO oto to cS tS cS *-> o eu +Jes •H U tu •M UH f- rt c f->0) C8 3 (tj cS-t-» 3 O u 3 O Oc e:VO \0 ex exE ex ex E excS <ü o nj COO 0 ■P3(U 1c:Ctj p.03 R §o u c/5 -r+ vO (O Tf LO o O O o o O o o o o o o O trt LO LO o o o o LO K) VD K> LO t-O (SI lO (SI O 00 T-, O ct •H C/Ï o rt L> o > rH V) 3 4) (2 CD rt 3 (U T L, 3 CO 2 4) TJ (t ct o > >s P 3 CL, u rt (t ct ID (t w rt +J •3 CJ Q 00 nJ 3 (t 3 to 3 +J ct ct 1 CL, < > 377 o +j 34) U1 •H E (SI 3 rs 3 3\0 3 •H O Prt 3 3 II 3 vy•H E 3 CO< O H U1stCJ O 1ce Z o< o 3 C_J , O 1—o Kl< 4) ce xn f—' 3 w W S o <0 o p 3 oce T- o o sy z OSO 3 KlT. 3- CO oH CO oCLwQ «533 0)ce P U N T A DE LA R U B I A N W O o o o o o m 0 - 0-0 m a t . d e t r i t i c o c u o t e r n a r i o | p o O o| c o n g l o m e r a d o s E S T E F A N I E N S E F R E N T E C O S T E R O Torbo. Topip i o PtO lo R u b i o+ * 9 m ^ ' 0 e o <> o-t- -t. t "Z. Z- I f-* ̂ P t Z A R R A S D E L U A R C A S E R I E d e L O S C A B O S — c u a r c i t ç i s y p i z o r r o t m o t . o c c i o n a d o p o r e l m o r 31 3 LSm. XXXIII A) Punta de La Rubia. Deposito retocado por el mar situado a + 20 m sobre el nivel de marea media; superficie horizontal que ha originado una cantera de explotacion para aridos. B) Contacte del nivel de terraza Cuaternario sobre el aflora- miento Cstefaniense. % ' , _ sa B lam. XXX111 3 3r Lâm. XXXIV A y B) Afloramiento Estefaniense en la Punta de la Rubia consti tuido por conglomerados y brechas con matriz detrîtica grosera; discordante sobre las cuarcitas y pizarras Câm- bricas subyacentes. V. I m m m m m m g.K- ■7^ F.,% Ĵ if. *» w v 7"irr, T.AÊ-4k\x\j5- ., . :V l a m . X X XIV i Lâm. XXXV A y B) Depôsitos colgados sobre el acantilado, en las prôximida- des de la Punta de la Rubia. I a m . X X X V 384 ya de Penarronda. Altitud + 20 m. (Fig. 35A) El deposito muy extendido por toda la superficie de la rasa forma acumulaciones dispersas y colgadas de los cantiies hacia la ria del Eo y hacîa Tapia de Casariego. El corte visible se extiende sobre toda la punta de La Rubia, con potencia muy variable en todo el frente del acan tilado, oscilando de 1 a 4 m. Pendiente suave hacia el frente costero, con superficie acusadamente horizontal que ha origina­ do una cantera de explotaciôn para aridos (XXXIIIA). Litologîa constituîda principalmente por areniscas,con un frente de pizarras Câmbricas extraordinariamente alteradas, cuya masa forma parte de la matriz del material grueso. Aluvio- nes en masa, sin estratificaciôn ninguna, de bloques muy dis- persos. El substrate sobre el que se apoya este deposito, lo forma un afloramiento -Estefaniense- de unos 20 m de espesor (Lâm. XXXIV) de corj^omerados, discordantes sobre las cuarcitas y pizarras de la Serie de los Cabos. - Santagadea (Fig. 35B). Depôsito de retoque marine, localizado en los alrede- dores de la ermita de Santagadea a +25 m sobre el nivel de ma­ rea media (Lâm. XXXVI). Corte visible en la carretera que va desde Barres a la aldea de Santagadea. Se extiende el deposito en una longitud de 60 a 80 m por otros 80 de anchura. Potencia de 3 m en el fren Lâm. XXXVI A) Deposito proximo a la ermita de Santagadea, corte visible en la trinchera de la carretera.Terraza accionada por el mar situa da a + 25 m B) Corte visible en la parte superior del acantilado en las proxi- midades de Santagadea. -.Vî.v l a m. XXX V I 20 151- % 10 5 D Md - 367 LL ID200 400 600 45 40 35 30 25 » 20 15 10 5 0 I I Md = 1,71 20 15 % I0 |- Md =36 5 200 25 20 400 Q = £ 600 15 % 10 800 20 15 % 10 Md=391Lo 20 15 % I 0 J c m Md =2,19 - r r fl o D □bJ Md=2,64 Z1 ' 200 400 600 1 2 3 4 5 Fig. 35. Histogramas morfomêtricos de indice de desgaste (J) y aplanamiento (II) de los depôsitos marinos de Punta de La Rubia, Santggadea, Terraza Campôn. 388 te acantilado. Corte visible en la trinchera de la carretera y parte superior del acantilado. ha superficie del depôsito es totalmente horizontal. Aluviones en masa de bloques disperses. Litologîa de areniscas blanquecinas, cuarcitas, cuarzos y pizarras (Cuadro I). Substrate pizarroso muy alterado y desagregado formando la ma­ triz de los cantos que es posterior a la formaciôn del depôsito y estâ originada por arenas marinas y pizarras alteradas. -Campôn Situado en la carretera general Santander-La Coruna, con una extensiôn aproximada de 400 m y a una altitud de 40-45 m, constituye un depôsito actualmente en explotaciôn de âridos y como arenero. Présenta el depôsito capas alternativas de arenas gri­ ses y ferruginosas con cantos de cuarcita y cuarzo de amplio re toque marino (Cuadro I) y nôdulos abondantes de hierro. Por en- cima del nivel de cantos aparecen arenas grises consolidadas (ver curvas acumulativas), una capa de 1 m de espesor de caolin y otra de 70 cms de arcillas amarillas (Lâm. XXXVII). Con frecuencia se observa en este depôsito estratifi- caciôn cruzada que indica un regimen fluvial. Se trata de un de­ pôsito originariamente fluvial, posiblemente correspondiente al rîo Eo que posteriormente fue retocado por el mar durante el ultimo interglaciar Riss-Würm, lo que deducimos del hecho de aparecer en la zona sur del depôsito arenas de origen eolico. Lâm. XXXVII A) Vista general de la cantera de Campôn actualmente en expiota- ciôn de aridos y arenero. B) Campôn. Cantos de cuarzo y cuarcita fuertemente accionadjs por el mar intercalados entre arenas grises y ferruginosas c m abondantes nodulos de hierro. »7<1 0 ^ ■ -̂ '"'X' *- ,fv- .*:■ # ? 5 '■ -k- “ ^ S ' •: î::<*'“ .5*- l a m . X X X V I <̂'j C A N T E R A C A M P O N o o /-w O o 1 m estrafificacion cruzado C A M P O N o O o o o o ~ o o O arci Has amor i lias cao I in a renas amari Ho — f e r r u g i n o s a s arenas grises conso I idados cantos y arenas r o j a s cantos y a renas grises no conso Mdadas orenos rojo $ arenas grises 39 Lâm.XXXVI11 A y B) . Estratificaciôn plana y estratificaciôn cruzada planar con ripples en la cantera de Campon. 29̂ I a m . X X X V111 (J 393 testigos de antiguas dunas resteras (ASENSIO AMOR), lo que indi ca que despuês de la ûltima regresiôn (Würm) no ha vuelto a exis tir ninguna nueva invasiôn marina, que de haberse dado hubiera arrastrado consigo este material eolico. La morfometrîa realizada en cuarcitas y cuarzos, (Cua­ dro II) es indicativa de la extensa acciôn marina en este sec­ tor; los valores de las medianas de Indice de desgaste compren- didas entre 358 y 400 mm, manifiestan la fuerte acciôn marina a que estuvo sometida esta zona; el indice de disimetrîa en cuar citas es bajo, como corresponde a unâ formaciôn marina donde la violencia del oleaje puede provocar intensa fragmentaciôn, pero precisamente la dinâmica fuerte del mar motiva la desapa- riciôn de las huellas del fraccionamiento. (Figs. 35 y 36). Los elementos que componen el sedimento de este depôs^ to adquieren una ordenaciôn o disposiciôn geométrica détermina da, que se denomina estructura sedimentaria. Las mas caractères ticas son; laminaciôn y estratificaciôn plana, que consiste en la disposiciôn paralela de las laminas o estratos entre si y con la superficie superior de sedimentaciôn. Los ripples y du­ nas dan lugar a la estratificaciôn cruzada, esta es similar a la laminaciôn, pero con geometrîa de mayores dimensiones. Se- gûn la forma de las lâminas distinguimos la estratificaciôn cru zada planar y la estratificaciôn cruzada de surco con grupos de lâminas cruzadas que se produce por la migraciôn de ripples y dunas linguoides ondulados y lunados (REINECK y SINGH, 1973) mientras que la estratificaciôn cruzada planar estâ producida por la migraciôn de ripples y dunas de cresta recta. rû Md =358 200 4 0 0 60 0 30 25 20 % 15 10 5}- O Md = 1,92 [1 20 15 % 10 5 0 25 20 15 % Md= 400 to E Md =2,18 200 400 600 2 0 r 15 % to Q Md= 36 2 T T l200 400 600 3 0 r 25 20 % I5 10 tk Md = 1,81 Fig. 36. Histograms morfometrico de indice de desgaste (I) y aplanamiento (II) de los depôsitos marinos de cuarzos de la terraza de Campon y cuarcitas y cuarzos de la cantera Campôn. 395 En la Lâmina XXXVIII observâmes una clara estratifica­ ciôn cruzada planar localizada en Campôn, representativa de un antiguo cauce fluvial formado con posterioridad a la ûltima tran^ grasiôn marina, ya que el material que encierra présenta un cia ro accionamiento marino y a la existencia de arenas eolicas prô ximas a este lugar. - Tombîn Proximo a la aldea de Barres, en el lugar denominado Tombîn, aparecen cortes visibles en las trincheras de la carre­ tera Castropol-Tapia de Casariego. El depôsito estudiado pré­ senta una potencia de 2-3 m, se trata de un corte de allanamien to en la carretera para la construcciôn de una gasolinera. La altitud de este depôsito es de 35-40 m. sobre el nivel medio del mar. Aluviones en masa, con bloques disperses. Substrates, no visible, de cuarcitas y pizarras alteradas que ban formado, como resultado de su alteraciôn, una superficie arcilloso-cao 1 inica. El depôsito marca una superficie de erosion, sobre la que posteriormente se depositô el material con accionamiento marino (Lâm. XXXIXA). (Fig. 37A). 1 9 6 Lâm. XXXIX A) Depôsito de Tombîn a 35-40 m sobre el nivel medio del mar; aluviones en masa con bloques disperses. B) Planicie que desde Brui se extiende por todo el sector de Ca­ sariego; materiales fuertemente retocados por el mar (Md Id = 471) situados sobre la rasa cantâbrica a + 50 m de altitud. I S W * 'M'i ■ ■ • m lam.XXXIX 398 - Serantes (Fig. 37) Deposito situado sobre la rasa cantâbrica en la margen derecha del rîo Toi a + 40 m sobre el nivel medio del mar, po­ tencia visible de 1 m en las trincheras de la carretera, exten­ dido ampliamente a lo largo de todo el sector. Litologîa de cuarcitas, cuarzos y areniscas. Granulo- metrîa homometrica con bloques disperses. Aluviones en masa sin cementar. La morfometrîa de este depôsito estâ realizada en cuarzos por ser el elemento mâs abundante. Las cuarcitas presen tan roturas por fenômenos de gelivaciôn. El substrate, no visi­ ble en elcorte, estâ formado por cuarcitas y pizarras de la Se­ rie de los Cabos. -Casariego Sobre la superficie de la rasa, en la margen derecha del rîo Anguileira en el lugar denominado Casariego y a +50 m de altitud aparece un depôsito que se extiende ampliamente por todo este sector y que présenta caractères de fuerte retoque ma­ rino, como lo demuestran los valores morfomêtricos (Id = 471; la = 1,73; ldi = 508). (Fig. 37) Hacîa el sur este depôsito se extiende hasta prôxima la localidad de Brui, donde comienza a aparecer el material pe- riglaciar que jalona el glacis de Orjales. Asî pues en este sec tor se observan los materiales periglaciares del glacis de Orja­ les bien desarrollados al pie de los relieves mâs interiores de la Serie de los Cabos, reposando sobre depôsitos de accionamien 15 ■ 10 5 0 35 30 25 20 15 10 5 O 200 Md=400 l - T U 400 600 20 15 % 10 Md = 400 j= D200 400 g m 600 800 35 30 25 20 15 10 5 O Md = 2,32 O n ^ i - n Md =1 ,69 H U D 20 15 % 10 Md= 471 200 400 600 IhL 800 30 25 20 % 15 10 Md = 1 ,73 Fig. 37. Histogramas morfometricos de indice de desgaste (I) y apla- namiento (II) de les depôsitos marines de Tombin, Serantes, Casariego, 400 to marine, que cubren toda la planicie de Brui Casariego, exten- diendose hasta Tapia. Por lo llano del terreno no se observan en este depôsi_ to de Casariego certes profundos, sino que el material de retoque marine cubre toda la superficie hoy convertida en campos de cul­ tive (maiz, trigo...) (Lâm. XXXIXB). Se trata de una formaciôn de cantos y bloques disperses de cuarcitas, cuarzos y areniscas envueltos en una matriz de arenas y fraccion limo arcillosa por alteracion de las pizarras. -Lugar Nuevo- (Salave) En la trinchera de la carretera general Santander-La Coruna, a la altura del Km 348,800 con una extensiôn de unes 50 m y a una altura de +50 m sobre el nivel medio del mar, apa- rece un deposito accionado por el mar, formado por bloques y cantos de cuarcitas y cuarzos (Lâm. XLA). La morfometria se ha realizado, como en la casi tota lidad de los depositos, en cuarcitas; en una publicacion ante rior HERNANDEZ PACHECO y ASENSIO AMOR (1963) la efectuaron en cuarzos. A continuacion ponemos los cuadros comparatives de una y otra cuarzos cuarcitas Md Id Md la Md Idi Md Id Md la Md Idi 342 1,57 589 358 1,66 512 vSegûn el diagrama de Tricart este deposito como los anteriores acusa un accionamiento marino mas o menos marcado(Fig, ĉ?l Lâm. XL A) En la trinchera de la carretera general Santander-La Coruna en Lugar Nuevo (Salave) se encuentra un depôsito accionado por el mar con litologîa de cuarcitas y cuarzos. Nivel a + 50m, de al̂ titud, B) En la Punta de la Atalaya, sobre la ensenada del Porcîa, se en cuentra un deposito con fuerte accionamiento marino a + 45 m sobre el nivel medio del mar, con longitud aproximada de 20 m. m % AT lam.XL 403 en el case de la morfometria de cuarzos parece quedar en el dia grama mas en el limite entre lo fluvioglaciar y lo marino. En la morfometria realizada en cuarcitas queda dentro del accionamiento tipicamente marino. También los valores de aplanamiento en cuar_ citas son mâs elevados, lo que parece indicar un accionamiento marino intenso, sin embargo por tratarse de cuarcitas, material de por si menos resistente y mâs fâcil al aplanamiento que los cuarzos, no son estos valores los que tomamos como mâs referen- ciales. El conjunto de estos valores, parece indicar que el accionamiento marino en la rasa no ha sido dêbil, pero si dis- continuo. El indice de disimetrîa en algunos depôsitos raarcada- mente bajo, caracteriza un medio marino, en otros depôsitos me­ nos bajo de lo que séria de esperar, confirma la idea de que no ha habido una actividad continuada del mar. - Punta de la Atalaya - Porcia Depôsito localizado sobre la rasa, a una altitud de + 45 m sobre el nivel medio de la marea; corte visible en la trin chera de un camino vecinal (Lâm. XLB) con longitud aproximada de 20 m y potencia de 1 m, superficie totalmente horizontal. Recubre a la terraza un suelo rico en humus donde aparecen cul­ tives de siembra y pastes. Aluviones relativamente heteromêtricos fundamentalmen- te de cuarcitas (94%) en algunos espacios incrustrados en material 404 arenoso consolidado; existen bloques pequenos muy disperses. No se observa substrate. Los caractères morfométricos indican un fuerte accio­ namiento del mar; Indice de desgaste elevado (Md = 495) con cua tro maximes en el histrograma (Fig 14) con ausencia total de cantos poco usados y un percentage de 40 de los muy desgastados; el Indice de disimetrîa muy bajo (Md = 510) indica accionamien­ to marino. Los cantos de cuarcita rotes por hielo siguiendo un pi no representan fenomenos de gelifraccion. Como indicabamos en el capitule dedicado al estudio de las terrazas del rio Porcia, este depôsito a + 45 m sobre la en senada del Porcia résulta importante a la hora de précisât al­ go mâs la evoluciôn y cronologîa del Porcia, ya que la terraza mâs alta encontrada por nosotros en Candaosa se encuentra tam- biên a + 45 m, lo que sugiere que cuando el mar invadiô la ra­ sa el rxo Porcîa estaba ya formado y circulaba a + 45 m sobre el thalweg actual, de modo que cuando la rasa se formé (Tirre- niense I) el Porcîa ya existîa, posteriormente en la transgre- siôn marina Riss-WÙrm el mar accionô los materiales de esta te rraza localizada a + 45 m sobre la ensenada del rîo Porcîa. De este modo y segûn nuestras investigaciones diferi- mos de la dataciôn que el I.G.M.E. hace en la hoja de Ribadeo de la serie MACNA sobre los depôsitos de accionamiento marino que aparecen sobre la ensenada del Porcîa, entre los que este 405 de + 45m no es mencionado y sin embargo se considéra a otros de pôsitos de nivel mâs inferior como pertenecientes a transgresio nés marinas anteriores (Gunz-Mindel y Mindel-Riss). - Valdepares Prôximo al depôsito anterior, pero situado mâs hacia el interior, en la trinchera de una carretera que parte de la general hacîa El Franco, sobre la rasa a una altitud de + 45 m se encuentra una acumulaciôn de materiales retocados por el mar. Aluviones en masa sin estratificar de litologîa funda- mentalmente cuarcitosa (94%) y escasisimos elementos de cuarzo y pizarras (Cuadro I), Los Indices morfométricos situan a este depôsito dentro de los accionados por el mar con caractères anâlogos a las acumulaciones que se encuentran sobre la rasa con retoque marino (CUadro II). (Fig. 38). - El Gaviotero Por la carretera que va desde Viavêlez a Valdepares, en la punta designada con el nombre de El Gaviotero, a una al­ tura de + 42 m sobre el nivel medio del mar, existe sobre el acantilado un depôsito de material con fuerte retoque marino en una extensiôn de unos 300 m, la litologîa es de cuarcitas, areniscas, cuarzos y pizarras. No se ha efectuado granulome- trîa ni morfometria por la imposibilidad de tomar muestras en el corte del acantilado. - Porticel De analogas caracterîsticas al depôsito anterior es • el situado en Porticel. Por la carretera que va desde La Cari- 30 20 % 15 10 5 20 IS 10 5 0 Md = 358 r r ^ 200 400 600 n Md = 367 200 400 tL 800 % 60 0 35 30 25 20 15 10 5 0 Md = 1 ,66 1_C3 Md = 1,96 _CL 20r 15 % 10 Md = 273 30 25 20 % 15 10 Md = 1 , 9 2 Q XL I J-J 0 200 400 600 1 2 3 4 Fig. 38. Histogramas morfométricos de indice de desgaste (I) y aplanamiento (II) de los depôsitos marinos de Lugar Nuevo, Valdepares, La Caridad. 407 dad a la parte alta de Viavêlez, sobre el acantilado se encuentra un deposito de cuarcitas, areniscas blancas y cuarzos con fuer­ te accionamiento marino, que se extiende por encima del acanti­ lado entre Porticel y Queimada, aflorando solo en algunos luga- res y no siendo posible su acceso, por lo que no se ha efectua­ do granulometria ni morfometria. En realidad se trata del mis- mo deposito que aflora en el Gaviotero, ambos a una altura de + 40-45 m, sobre el nivel medio del mar, Determinadas zonas de la rasa se ofrecen hoy a tales altitudes absolutamente aplanadas, quedando su borde formado por el acantilado mari'no y , como colgados depôsitos de cantos y bloques de retoque marino. Estos materiales colgados sobre el acantilado se encuentran, a diferentes alturas, en: la pun­ ta de La Rubia, El Gaviotero, Porticel, Falcoeira, Rego de Palo, Luarca...y van alcanzando de oeste a este alturas mayo- res, desde los + 20 m de los materiales accionados por el mar, que sobre el acantilado aparecen en la punta de La Rubia, a los 40-50 m de los que se encuentran sobre el acantilado de El Gaviotero y Porticel, y los de 60 m de Rego de Palo, para alcanzar los 70 en Luarca, ello nos indica lo que al princi­ ple del capitule senalabamos, de como en el transcurso del en- cajamiento de la red fluvial la rasa basculô en general hacîa el oeste. - La Caridad En la carretera general Santander-La Coruna, Km 340 en el lugar denominado La Caridad, sobre la rasa cantâbrica, 408 encontramos varios depôsitos, unos presentan caracterîsticas de acumulaciones trabajadas por el mar, mientras otros muy hetero- metricos presentan elementos apenas desgastados. (Fig. 38). Senalamos aquî un depôsito heterométrico, que comparâ­ mes con otro, datado por HERNANDEZ PACHECO y ASENSIO AMOR (196 2) de accionamiento marino La Caridad Id la Idi Dep. heterométrico 273 1 ,92 652 (cuarcitas) Dep. accionado por 416 1,82 520 (cuarzos) el mar El corte visible del depôsito heterométrico se encuen­ tra en una trinchera de la carretera, tiene unos 3-4 m de poten­ cia y 20-25 m de longitud. Présenta una altitud de + 50 m (Lâm. XLIA). Depôsito no estratificado, muy heterométrico, donde se mezclan materiales de retoque marino con otros periglaciares. Litologîa de cuarcitas y areniscas de matriz arenôsa proceden- tes de ladesintegraciôn de las pizarras. Las cuarcitas y are­ niscas presentan nodulos de hierro y el cemento que las aglo- raera también es ferruginoso. Depôsito formado por los materiales periglaciares que jalonan los glacis. Se trata de fragmentes poco desgastados, en una matriz arenosa que reposan claramente sobre otros depô­ sitos marinos; su edad serâ posterior a la ultima transgresiôn marina (pleistoceno superior). Lâm. XLI A) Deposito mixto -mezcla de materiales periglaciares y otros con retoque marino- cemento ferruginoso englobando a los cantos y presencia de nodulos de hierro en cuarcitas y areniscas (La Ca ridad). B) En la trinchera de la carretera que desciende a la playa de Gastello, se encuentra un depôsito accionado por el mar, ro- dean a los cantos arenas grises y ferruginosas con abondantes nodulos de hierro. ‘i- ' i -> SgLç g i % - lam. XLI 41 1 Diferimos de la dataciôn que de estos depôsitos hetero metricos de La Caridad, se hace en la hoja geolôgica de Luarca, de la serie MAGNA, que considéra a estos materiales pertenecien­ tes al Plioceno superior o Villagranquiense inferior, por tra­ tarse segûn nuestras investigaciones de acumulaciones de colu- viones que se extienden sobre la superficie de la rasa, apoyan- dose sobre los materiales marinos y mezclados a veces con ellos, de génesis posterior a los retocados por el mar. - Gastello Depôsito localizado en la trinchera de la carretera que desciende a la playa de Gastellodesde la general Santander- La Goruna Km 339; corte visible de 1-2 m, con potencia de 2-3 m y altura de + 50 m sobre el nivel medio del mar. Depôsito marino de cantos de cuarcitas, areniscas y cuarzos que se encuentran englobados en una matriz arenosa, de capas alternativas de arenas grises y ferruginosas, con abundan tes nodulos de hierro, que denotan condiciones ambientales hû- medas con procesos fuertes de oxidaciôn ferruginosa y alteracion de los materiales (Lâm. XLIB). Substrato de cuarcitas y pizarras de la Serie de los Gabos. - Torbas En la trinchera del camino que baja,desde Torbas a la playa del mismo nombre se observa un depôsito de retoque mari­ no en una extensiôn visible de 40-50 m y potencia de 3-4 m, so­ bre un substrato de cuarcitas blancas muy fracturadas. La al- U\l, Lâm. XLII Deposito accionado por el mar en Torbas, situado a + 54 m sobre el nivel medio del mar, se observa el substrato de cuarcitas blancas con abundantes diaclasas (A); litologîa de cuarcitas, cuarzos y areniscas (B) ; por encima del nivel de cantos, se en­ cuentran arenas eolicas con una potencia de 0,50-1 m (C) . - T A '•V-7 ? '<•. •'< * V f. 1 1 I"', i j; I a m.XLi I Lâm. XLIII A) Depôsito de torbas. El nivel de materiales que se encuentran accionados por el mar, aparecen recubiertos por materiales periglaciares. En los cantos con accionamiento marino, pueden observarse fenômenos de gelivaciôn b) Detalle del depôsito de Torbas. I I 'if V % * ' lam. XLI 11 T O R B A S ' O - o c> ‘ ^ o °' ^ ^. o • o • ’ o ' ? ^ ^ 7 o • o 7 * V *7 7 ^ - 7 7 - 7 '1 ~7 7 7 e» 0 0 - C? - 0g? ■ 7 7 77 7 "7 o "o '^7 7 -7 V 7 7 -7 -7 7 7 5m mof.periglacior o r c i 11 a s j L . I arenos ediicas I Q. o- o ■ (?) contos y arenas con retoque marino I ~7 -7 -7 -7) c uo rc ( t o s , d i o c la s a s 7 7 4 16 titud es de + 54 m sobre el nivel medio del mar. (Lâm, XLII y XLIII). (Fig. 39). Aluviones en masa sin estratificar y poco cementados. Litologîa de cuarcitas armoricanas, cuarzos, areniscas y esca- sas pizarras. Rodean a los cantos arenas prises y amariIlentas y otras mâs ferruginosas producto de la desagregaciôn de las pÿ zarras y de procesos de oxidaciôn. Por encima de ellas se obser­ va un nivel de arenas mâs finas -eolicas- de escasa potencia 0,50-1m. Fosiliza a la terraza un suelo con vegetaciôn de bre- zo, matorral, tojo, apoyado sobre material periglaciar. En los cantos con accionamiento marino, pueden obser­ varse fenômenos de gelivaciôn -rotura por hielo siguiendo un piano-. Las caracterîsticas de este terreno son anâlogas a los depôsitos de Castello y Campôn. - Falcoeira - Rego de Palo- Sobre los acanti1 ados a modo de depôsitos colgados aparecen terrazas marinas en Falcoeira y Rego de r*alo, extendiën dose este ûltimo hasta la Engaramandua. La potencia visible en Rego de Palo es de 1 m aprocimadamente y su altitud es de + 60 m sobre el nivel medio del mar. Terraza poco consolidada sobre un substrato de cuarcitas y pizarras de la Serie de los Cabos que forman el acantilado (Lâm XLIVA). Aluviones en masa sin estratificaciôn ninguna de blo­ ques muy disperses. Litologîa de cuarcitas, areniscas y cuarzos. A n Lâm. XLIV A) Deposito colgado sobre el acantilado en Rego de Palo. Altitud + 60 m sobre el nivel medio del mar. B) Canteiro. Posible terraza del rîo Navia, posteriormente accio- nada por el mar, substrato de "pizarras de Luarca" muy altera- das. Altitud de 70 m. I 1 V : ' V" M ̂ - ' . Xi^- ' lam. XLIV 20 15- % ID­ S ' oi Md = 4 32 j z Q200 4 0 0 rui 600 800 30 25 20 % 15 10 5 0 1̂d = 1,68 I Z b n 20 IS % 10 5 0 % 2 5 r 20 15 10 5 ■ 200n Md = 568 400 r x D 600 800 30 25 20 % MdMd = 1 , Md = 396 tftb 25 20 IS 10 5 O 200 4 0 0 600 80 0 I 2 3 Fig. 39. Histogramas morfométricos de Indice de desgaste (I) y aplanamiento (II) de los depôsitos marinos de Torbas, Rego de Palo, Canteiro. Md = 1,89 0 = 420 El valor de los indices morfométricos senala una acusada accion marina. (Fig. 39). - Canteiro En la margen izquierda del rîo Navia, en trincheras ba j as de la carretera de segundo orden que se extiende desde Can­ teiro (caserio de Aslas) hasta Ortiguera, aparecen depôsitos di£ continues en capas delgadas sobre un substrato de pizarras muy alteradas de la Serie Pizarras de Luarca. Depôsitos de 1 m aproximado de potencia que se extien­ den hasta el caserio de Fojos en diverses certes visibles y de saparecen al llegar a las cercanias de la costa. Estos depôsi­ tos presentan caracterîsticas tipicamente fluviales, posiblemen- te se trata de terrazas del rîo Navia. El depôsito de Canteiro (caserio Alas) présenta un corte visible de 6-8 m pero se extiende a lo largo de toda la superficie; la potencia es de 1-1,5 m y la altura de + 70 m sobre el nivel medio del mar. (Lâm.XLIVB). Aluviones en masa sin estratificar. Litologîa de are­ niscas, cuarcitas y escasos cuarzos sobre un substrato de pi­ zarras muy alteradas. Los caractères morfométricos de los elementos de este depôsito conducen a la consideraciôn de una influencia de la dinâmica marina sobre una anterior acumulaciôn del material que fue transportado por cursos de agua fluvial. El histograma de desgaste (Md = 396) muestra 3 maximes en las secuencias de 300- 421 350; 450-500 ; y 600-650, con una ausencia total de cantos poco usados y un porcentaje de 24 de los muy desgastados; la media- na de desgaste (396) es representativa del medio marino (Cua- dro II).(Fig. 39). Todo ello lleva a pensar que sobre la acciôn dinâmica fluvial, hubo un segundo ciclo de gran violencia, que muy bien pudo haber sido efecto de la dinâmica marina. El indice de aplanamiento no es elevado (Md = 1,89) con un mâximo de histograma de 1,50-1,75. La disimetrîa rela- tivamente alta (Md = 615) indica una dinâmica fluvial, que jun to al resto de las caracterîsticas sugiere un depôsito fluvial, posiblemente terraza del rio Navia, con modificaciôn posterior marina. Consideraciones finales: granulometrîa y morfometria de cantos accionados por el mar La técnica granuloiflétrica seguida en cada depôsito se ha efectuado sobre un nûmero de 200 elementos, considerando co­ mo dimensiôn la mayor longitud L del canto; el centilo se ha determinado por el mêtodo TRICART-CAILLEUX (1953). Los valores del centilo son bajos o medianos; la mayo- rîa son cantos gruesos y transiciôn a pequenos bloques. Para la medida de formas de cantos rodados se han de­ terminado los indices de desgaste, aplanamiento y disimetrîa, CAILLEUX y TRICART (1960), sobre 100 elementos de cuarcitas de dimensiones comprendidas entre 40 y 60 mm; se obtuvieron las me- dianas y se han construido los histogramas. 422 Los depôsitos estudiados sobre la rasa, presentan unos valores granumolétricos y morfométricos que indican un acusado accionamiento marino, y los situa en el diagrama de TRICART den­ tro del dominio marino. Los Indices de desgaste comprendidos entre los 358 y 568 muestran una clara modificaciôn posterior al proceso de de- posiciôn del material, los elementos sufren un râpido desgaste debido a la fuerte intensidad en esta zona, de la dinâmica mari­ na. En todos los depôsitos existe ausencia total de cantos meno- res de 100 mm. Los valores de aplanamiento, comprendidos entre 1,66- 2,32 acentua el carâcter marino de estos depôsitos, aunque no sea el valor mâs indicative por tratarse de cuarcitas, material fâcil a experiraentar un aplanamiento. La mediana de los Indices de disimetrîa, comprendida entre 508-638, es désignai; mientras en algunos depôsitos ca- racterizan un ambiente tipicamente marino, en otros, donde el indice es mâs alto, confirman la idea de que no ha habido una ac tividad continuada del mar, sino a intervalos, por lo que en al­ gunos cantos siguen las huellas del fraccionamiento. Estos datos sedimentolôgicos colaboran a confirmât lo que las estructuras manifiestan. Asî el rasgo mâs importante de este sector costero asturiano, lo constituye esa extensa super­ ficie de abrasion marina denominada "rasa" sobre la que se encuen tran los depôsitos de accionamiento marino aqui estudiados y el posterior encajamiento de la red fluvial. 423 Granulométria de arenas (cuadro III) (Figs. 40 y 41). Las arenas de los depositos marines que hemes estudiade, lecalizades sebre la rasa, presentan en general un valer de me- diana muy baje Q 2 = 0,21-0,50 mm que cerrespenden a materiales de fases finas y muy finas, alcanzande siempre mâs del 50% de la granulemêtria tetal, excepte las medianas de arenas rejas de Cam­ pon, Tembîn y Santagadea cuyes valeres sen 0,52; 0,76 y 1,10 res- pectivamente. La clasificacion en general es variable entre buena, regular y mala, sole les depositos de Tembîn, Canteire y per su- pueste La Caridad (deposite mixte) presentan muy mala clasifi­ cacion (S^ = 2,97; 2,84; 3,16 respectivamente) tambiên estes de- posites muestran un percentage algo mas reducide de arena fina y muy fina cempensade con un tante per ciente de arena media y gruesa mas elevade y con participacion de la fracciôn grava en mâs alto percentage, alcanzade 26,3 en Tembîn, 23,9 en La Cari­ dad y 16,1 en Canteiro; la curva n^ 4 cerrespendiente a las are­ nas rejas de Campôn présenta una clasificacion regular (S^ = 1,54) las arenas cerrespendientes a les depôsites de Santagadea, Ca- sariege, Lugar Neve, Valdepares y las restantes de Campôn tie- nen una clasificacion buena (S^ = 1,48 - 1,31) y sole les depôsi­ tes de La Punta de la Atalaya (Percîa) y Terbas presentan una clasificacion muy buena (S^ = 1,17 -1,19) tipicas de arenas accio nadas en medie marine. En el depôsite.de Terbas las arenas pre­ sentan genesis eolica, el cenjunte del material fine y muy fine alcanza el 96,9% del total; tambiên en Campôn ha side senalade 424 anteriormente un deposito eolico (ASENSIO AMOR, 1970). La asimetrîa menos acentuada la presentan los deposi­ tos de Porcîa, Valdepares, Torbas, arenas rojas y grises de Cam p6n, Casariego y Santagadea (Sĵ = 0,01-0,07), correspondiendo a Tonsbin, Serantes, La Caridad y Canteiro la asimetrîa mâs acen­ tuada (Sĵ = 0,97 - 0,72). Los sedimentos inferiores a 0,06 mm son relativamente abundantes (1,1-6,7) y tambiên el material grueso que aparece de forma muy desigual, alcanzando 26,3 en Tombîn, todo ello indica aportes posteriores posiblemente procedentes de la alteracion y desagregacion de las pizarras. Solo las curvas VIII y X correspondientes a los depo­ sitos de Porcîa y Torbas presentan una curva acumulativa de as- pecto de "S” que se aproxima mucho al tipo de curvas que presen- tam las acumulaciones actuales de playas; son curvas con fuer- te pendiente, propia de materiales bien clasificados, con dos infflexiones sensiblemente marcadas, la basal pronunciada entre las dimensiones de 0,12-0,16 para la curva de Torbas y 0,25-0,30 para la de La Punta de la Atalaya (Porcîa) y la superior situa- da entre 0,25 - 0,40 para el deposito de Torbas y 0,50-0,70 p^ ra el del Porcîa, lo que indica la casi ausencia de elomentos gruesos. Todas las otras curvas presentan aspecto tendido espe- cialmente la I, II, III, IV, IX y XI; caractères intermedios a los dos grupos mencionados presentan las curvas V, VI y VII. 425 O — I O O lA O CT\ t—I O '—< OJ O O O O OO O t " o O O o o o o \o vo A' \D cr\ o 00 o CO 00 CO CO O o CO 00 O vO o o o CO o CM CM O' o o o o O O o o o o o o O O O o o o o o O O o o o \0 o o CM -4- in o\ o CO o O 00 m CM o vO — CM \oM. <± (N C4 r i m I—I 00 fO o o m CO vO CO 0004 o % o § m 00 00 vO CO 00 SO CM m \0 CO CO 00 sd- so so vO CM oB 5 o o Cr\ in CM O O CM vO { v j (0 00(0 0 0 0>o g 00 o •Hou Pd 0 •H c0) 0 0a OJ a B M 00 o 0 0P4 CO H CO O o 0 0 0 0 0 > 0 >S T3 'H TJ 0 0 0 0 U 0 o o M T3 O 00 M 0 u 0 0 0 •H w •H w N A 4J W 0 0 rH 0 0 0 u 0 < 0 0 0 0 O 0 4-* 0 W 0 *0 CJ 4J a 0 c c d U 00 rH 0 M 0 0 0 0 0 0 0 3 0 0 O 0 u O W U y U hJ > 0-4 ♦J H O < U < < Îto > ttf H s : 0) (3 c Ü 0> 01 < w '2 G OJ CL0>•Q oT3 Oca>E C\o tJurtk, (UtJ cd>»-3U DO U-, in -Q. -o mCM«0 (Vi - o m - Q. r> m(VI \oc,(Uc (UT3 k,ocmE C\0 cl I-4-> «D X) d> pu bO U, O I 5? 8 - O I rv> CL-n> -ri OQ P- COOn O'3 3 CD3O C?fD•3o« -n 70 opa 3 "a o\3 n c -i 3O•-i CLO nP) 3 r *fl»y3 o- p . i\> IN) 430 En conjunto podemos decir que no existe uniformidad en el material fine de los distintos depositos, ni aparecen curvas con aspecto claramente playero; se trata mâs bien de arenas pro­ cedentes de la desagregaciôn y alteraciôn de los materiales pi- zarrosos mezcladas con otras marinas lo que queda mâs de manifies to en unos depositos que en otros. 8.2.3. El progresivo encajamiento de la red hidrogrâfica en la rasa Los rios principales que en este sector del occidente de Asturias, desembocan una vez atravesada la rasa cantâbrica son, de este a oeste, el Navia, Porcîa, Anguileira, Toi y Eo. Hemos realizado el estudio del Porcîa y del Suarôn, desde el nacimiento a la desembocadura, asî como el tramo final del rîo Navia, como representativos de los rasgos geomorfologi- cos de este sector, y su posterior influencia sobre la rasa en aquellos que la atraviesan. En la desembocadura del rîo Porcîa, sobre su ensenada y en la margen derecha, observâmes dos acumulaciones detrîti- cas, una situada a + 45 m y otra a + 12 m. Ambos depositos pre­ sentan caractères diferentes. El deposito de + 45 m acusa una évidente acciôn marina (Id = 495; la = 1,94; ldi = 510) en cuar citas, lo que indica que cuando el cauce del Porcîa se encontre ba a 45 m sobre el thalweg actual ya estâ la rasa formada, por ello la acumulaciôn que aparece a esta altura, en la ensenada del Porcîa, présenta un acusado retoque marine, no asî la que mu cho mâs en el interior en Candaosa aparece tambiên a este nivel de •• 45 m ( F i g . 14 ) . 431 Asî pues, estes materiales trabajados por el mar, tie nep una procedencia mâs del interior, quedando depositados so­ bre la superficie de la rasa donde posteriormente, al rétrocé­ der esta por erosion marina y en época de elevaciôn del nivel del mar, sufrieron el impacto de las olas. Por el contrario el deposito de + 1 2 m , situado tam­ biên en la margen derecha del Porcîa, del que existen varios cortes visibles, de longitud aproximada de 25 m y potencia de 3-4 m. présenta caractères diferentes al estar formado por ma­ terial detrîtico no retocado por el mar. Se trata de una terra- za fluvial posterior a la formaciôn de la rasa y a la ûltima transgresiôn marina; los caractères sedimentolôgicos de este deposito nos lleva a considérât que se trata de una terraza con gênesis tîpicamente fluvial-torrencial. El material estâ mal clasificado, con desgaste media- namente acusado (Id = 264). El histograma de desgaste muestra très mâximos en las secuencias 100-150, 200-250, 400-450 con un porcentaje de solo 5 de los muy desgastados. El îndice de aplanamiento es relativamente poco elevado (Md la = 1,87) con un mâximo de histograma de 1,50-1,75. La disimetrîa es relati- camente alta (ldi = 614). Estas posiciones evidencian una gênesis fluvial, s in modificacion alguna posterior, tratândose este deposito de una terraza del rîo Porcîa formada con posterioridad a la rasa. Diferimos de la hoja geolôgica de Ribadeo del I.G.M.E. de la se rie MAGNA (1981) que considéra a este deposito como deposito de la rasa con retoque marino y lo data de los interglaciares Min 432 del-Riss y Riss-Wurm. Por todo lo expuesto anteriormente, consi­ dérâmes a este deposito como la terraza + 10-12 del Porcîa, que encontramos tambiên en varios lugares del jnterior (ver capitule dedicado a las terrazas del rîo Porcîa), y de gênesis posterior a la rasa al no estar modificada por el mar. Rio Toi. Situadas al pie de los glacis y sobre la rasa cantâbrica, se encuentran dos terrazas del rîo Toi. Una locali- zada en la margen izquierda, corte visible en la carretera que va de Toi a Barres (Lâm. XLVA) y la otra en la margen derecha en Cabaleiros. Las dos terrazas estân a una altura absoluta de +65 m y +70 respectivamente; y a una alturade +10 y +15m respec tivamente sobre el thalweg actual del rîo. Ambas son posteriores a la rasa/se trata de una arroyada que se ha encajado despuês de estar formada la rasa. Terraza rio Toi (margen izquierda) Composicion granulomêtrica y litolôgica 0 cm C% P% 2-4 7 1 2 4-6 19 - 14 6-8 14 - 10 8-12 11 - 5 12-16 2 1 4 16-24 3 1 3 24-40 2 Md = Ce = 6.5 cm 34.5 (C) 1 433 Los materiales presentan un desgaste mezclado, unos procedentes de la rasa, con îndice de desgaste alto y otros pe riglaciares, procedentes del glacis con îndice de desgaste muy bajo. Los cortes visibles, tienen una extensiôn de 3-4 m y una potencia de 1-1,5 m. La genesis de estos depôsitos es la siguiente; los ma­ teriales detrîticos periglaciares procedentes del glacis fueron transportados por solifluxiôn, que arrastrô abondante material de ladera; los aportes de este glacis cubrieron en parte a los materiales de la rasa y se entremezclaron con ellos. Tambiên,. en determinadas êpocas, la competencia del rîo Toi permitiô arras- trar material fluvial y generar algunas acumulaciones detrîticas del tipo de los cortes que aquî se senalan (Lâm.XLVA). El subs­ trate lo forman cuarcitas y pizarras de la Serie de los Cabos, con abundantes fracturas. Asî pues, constituida la rasa, los rios procedentes del interior se encajaron en ella, dando origen a rios alargados que cruzan en direccion S a N hasta alcanzar el cantâbrico, limi tados por escarpadas riberas, siendo las mâs representatives la del Eo y Navia a las cuales siguen en importancia la del Porcîa, Suarôn, Toi y Anguileira. En el caso del rîo Porcîa -estudiado aquî en toda su ex tension, desde la cabecera a la desembocadura, como représen­ tante de los rios que cruzan la rasa en direccion S-N - el rio ya estaba formado cuando el frente costero fue invadido por el mar y se originô la rasa, como lo demuestra el hecho de encon- trar un nivel de terraza a + 45 m, en el interior, en Candaosa, 434 y encontrar tambiên sobre la ensenada del mismo rîovPorcîa un ni­ vel + 45 m con fuerte accionamiento marino, lo que expresa que el rîo ya existîa, cuando sobrevino la transgresiôn marina. Poste­ riormente el rio continue encajandose, siendo su descenso progre sivo; despuês de alcanzar los + 10-12 m no existieron mâs trans- gresiones como lo constata el hecho de que la terraza encontra- da a esa altura sobre la playa del Porcîa no présenta accionamien­ to marino. La retirada del mar, no fue continua, sino en pequehas pulsaciones de avances y retrocesos. Al mismo tiempo los valles fluviales que cruzaban la rasa se fueron encajando, dejando colga da su llana superficie y en ella sus aluviones, originando terra­ zas fluviales. En el transcurso del encajamiento de la red fluvial, la rasa continué la basculaciôn hacîa el oeste, como lo mani- fiesta el hecho de la diferente altitud que en la actualidad ofrece el frente de los acantilados; en Navia +70 m y en La Pun ta La Rubia solo + 20 m. Durante el ôltimo glaciar (WÜrm), la red fluvial, por encajamiento cada vez mâs acusado, debido al nuevo descenso del mar y tambiên motivado por el constante retroceso del frente del acantilado, adquiere en lineas générales el aspecto actual, dejando colgados en las laderas de estos valles los niveles an tiguos a la vez que los primitivos meandros ban evolucionado ha cia meandros encajados. Lâm. XLV A) Terraza del rîo Toi al pie de un glacis; corte visible en la carretera que va de Toi a Barres. Terraza posterior a la rasa de materiales periglaciares procedentes del glacis nezcladios con los de competencia fluvial. B) Cabo Blanco. Acantilados fuertemente batidos por el mar; cre£ tones de cuarcitas y pizarras con diques de cuarzo. h l a m . X L V 437 8.2.4. El frente costero: los depôsitos actuales El frente costero, de la zona comprendida entre la ria del Eo y el estuario del Navia, indica una costa articulada con numerosos entrantes de boca amnlia y saco reducido, con escaso nûmero de ensenadas y bahias, asî como rias y estuarios, a ex- cepciôn de la ria del Eo y el estuario del Navia. El caracter litolôgico del litoral estâ formado de oes^ te a este por: calizas y dolomias de la formaciôn Vegadeo (Câm brico inferior). Cuarcitas, areniscas y pizarras de la Serie de los Cabos (Câmbrico medio Ordovicico inferior). Pizarras de Luarca, negras lustrosas, masivas de nodules arcillosos, con hie rro oolitico (Ordovicico medio). Areniscas y pizarras de la for maciôn Agüeira (Ordovicico superior). Rompen esta unidad litolô gica los depôsitos Estefanienses que afloran en la Punta del Cuerno, constituidos por conglomerates y brechas con matriz de- trîtica grosera y que se apoyan sobre la Serie de los Cabos y las rocas plutônicas -gabros-granodioritas y leucogranitos moscovî- ticos- que afloran en Porcîa, Salave y en la playa de Represas. En esta zona existen filones de microgranitos y felsitas y di­ ques de cuarzo (I.G.M.E., 1981). Caracteristicas morfolôgicas El sector litoral con orientaciôn hacîa el NW-N, pré­ senta una costa fuertemente batida por el mar, con un proceso erosivo que domina sobre el de acumulaciôn, de materiales hete- rométricos procedentes de la destrucciôn de los cantiles, donde 4 38 se ofrece un frente de inicroacantilados que alterna con formas de laceracion (ASENSIO AMOR y MARTI, 1979): grutas a manera de tûneles,socavaciones al pie de los cantiles, incisiones profun- das, peftascos abruptes separados de la costa que incluso en las pleamares quedan al descubierto, plataformas de abrasion marina. Se trata de un frente costero sin abrigo alguno y por t«anto, fuertemente batido por el oleaje donde las orientaciones de las formas -grutas, incisiones etc, se encuentran mâs relacio nadas con la esquistosidad de la masa rocosa que con la dircc- ciôn e intensidad del accionamiento marino. Las numerosas fracturas que ofrece el acantilado favo- recen el desprendimiento de grandes bloques y bace pensar en una fuerte y significativa acciôn diastrôfica. La existencia en las partes altas de los acantilados de depôsitos detrîticos de retoque marino, explica tambiên el importante papel que ban tenido J as oscilaciones eustâticas en la morfologîa litoral. En el proceso destructor del mar sobre la costa se or_i ginan abundantes materiales detrîticos -bionues, cantos, are­ nas- que depositândose en los diversos accidentes geogrâficos constituyen cordones litorales unidos la mayorîa a cantiles y con varias bermas, que corresponde a diferentes niveles de las pleamares. Estos cordones presentan acumulaciones detrîticas pro­ cedentes de la destrucciôn de los acantilados, de los arrastres de la red fluvial, y los materiales antiguos de retoque marino 439 y periglaciares, procedentes de la rasa. Los caractères sedimentolôgicos ofrecen valores altos de desgaste de cantos, abundante presencia de caliza organôgena en las fases arenosas playeras, ausencia compléta de limos y ar cillas, todo ello indica condiciones de exposiciôn directa al ataque marino en ambiente hidrodinâmico muy agitado. Los acantilados Son en general de escasa altura, en raras ocasiones sobrepasan los 20 m. Hacia la zona oeste, el frente acantilado, es de 8-10 m, alcanzando los 15-20 en la parte oriental. Son acantilados que se articulan en salientes y entrantes, con gran des crestones de cuarcitas y pizarras que se adentran en el mar con diques de cuarzo de variadas orientaciones (Lâm. XLVB). Eŝ tos acantilados, fuertemente batidos por el mar, presentan mul- titud de entrantes con acumulaciones de bloques y cantos. En zonas como Serantes, la punta de Campôn, etc, los acantilados son microcantiles- inferiores a 5 m - , alcanzando en algunos lugares el rebajamiento de los acantilados casi un arra- samiento total, lo que motiva un acusado retroceso costero. En otros lugares, Punta del Gaviotero, Rego de Palo, etc, los cantiles son verticales, con la vegetaciôn dominando practicamente hasta la base del acantilado; se trata de fren- tes muy fracturados con microcantiles y farallones que quedan cubiertos en las pleamares. En la parte alta del frente costero aparecen depôsitos cuaternarios de retoque marino en lugares co- 440 mo la Punta de la Rubia, Porticel, Falcoeira, etc. Las playas Los entrantes de este sector costero albergan formas playeras con estrân y dunas vivas. Los frentes playeros de representaciôn mâs significati- va corresponden a: Pefiarronda, Santagadea, Serantes, Las Paloinas, Tapia, Porcîa, Castello, Armazâ, Torbas y Navia. - La playa de Pefiarronda comprendida entre Santagadea y punta del Cuerno, présenta un frente constituido por un amplio estran con micromodelado de ripple marks, el estran es alimenta- do por dunas, unas moviles y otras fijadas por la vegetaciôn. Hacia el centro del frente playero aflora la gran "Pe­ na Redonda" de litologîa caliza como afloramiento que atravie- sa este sector de la Serie Calizas de Vegadeo (Câmbrico medio). Al pie de los acantilados se acumulan materiales bete- romêtricos, con grandes bloques procedentes de la destrucciôn de los cantiles, - La playa de Santagadea, tiene su frente playero orien tado hacia el NE, présenta un cordon litoral de cantos con un reducido estran arenoso. Existe un acusado contraste entre el extremo izquierdo, fuertemente batido, que aparece roto en una serie de escollos con microacantilados pizarrosos con marcada morfologîa de laceracion, y el extremo derecha con acantilado vertical inferior a los 10 m y microcantiles con entrantes en los que se depôsitan acumulaciones de materiales heterométricos 441 cubiertos en las pleamares. - La playa de Serantes El amplio frente playero de Serantes constituye un es­ tran arenoso, de una sola berma, con suave pendiente y numerosos pliegues de playa. El rio Toi desemboca a través de un amplio ve£ tîbulo, cubierto de arena donde se depôsitan materiales muy fi­ nes que dan lugar a dunas poco astables. Se trata de una costa con numerosos entrantes, donde se depôsitan arenas con bloques y cantos muy heterométricos,desta- candose los salientes cuarcîticos que forman farallones descu- biertos en las pleamares. - En las playas de Las Palomas y Tapia desemboca el arro yo de Esteiro poco encajado, y en su tramo final, cubierto de ar£ nas marinas, aparecen dunas fijadas por la vegetaciôn. El valle del rîo Anguileira, que tiene su desembocadura en la playa de Tapia, termina en un frente playero con estran arenoso de escasapendiente. En esta zona se observa una acusada morfologîa de la- ceraciôn, y en los extremos de la playa presencia de farallones de gran tamano. Sépara la playa de Tapia, de la playa de Las Palomas, un frente acantilado de aproximadamente 10 m con salientes y en­ trantes donde se acumulan grandes bloques de cuarzos sensiblemen­ te desgastados, cantos disperses y arenas seguidos de cantiles de cuarcitas y pizarras, con diques de cuarzo. 442 - La playa del Porcîa présenta un estran arenoso de gran extensiôn que comunica en bajamar con islotes localizados en el centro de la ensenada. La presencia de estos islotes fracturados hacen suponer el papel tan importante de la orogenia bercinica en el modelado costero. Plataforma de abrasiôn con grandes blo­ ques y farallones disperses. Existe un cordon de cantos litora­ les y acumulaciones heteromêtricas al pie del acantilado con li­ tologîa de cuarcitas, pizarras, cuarzos y granitos. La mediana del îndice de desgaste es de 438 en cuarcitas, con ausencia to­ tal de elementos poco desgastados y altos porcentajes de cantos muy desgastados (30), présenta un solo mâximo en 400-450. Indi­ ce de aplanamiento de 1,93 y disimetrîa de 512. Los resultados obtenidos muestran como los materiales gruesos manifiestan acu­ mulaciones detrîticas expuestas al fuerte accionamiento marino. Sobre el acantilado se encuentra uno de los niveles an­ tiguos del rîo Porcîa, se trata de la terraza fluvial + 10-12m descrita en el capitule dedicado a las terrazas de este rîo y mencionada tambiên en el apartado que se bace en este capitule sobre el encajamiento de la red hidrogrâfica en la rasa. - Playas de Cambarado, Castello, Armaza y Torbas Entre las puntas de Pormenade y Falcoeira, se abre una gran ensenada de amplia boca (3.375 m) y muy variable saco (450- 1200 m). La playa de Cambarado, con orientaciôn NE, présenta cre cimiento de playa, a manera de médias lunas, entre las que se de positan arenas. En ambas margenes de la playa se ofrecen valles 443 amplios y suspendidos que caen sobre las acumulaciones de los en­ trantes o sobre el cordon de cantos playeros. La playa de Castello présenta orientaciôn N-NW, con ex tenso cordon de cantos y pequenos bloques al pie de los cantiles. Amplia plataforma de abrasiôn marina que se cubre en las plea­ mares . Separadas por un frente rocoso , hacîa el este se en­ cuentran las playas de Armazâ y Torbas separadas por un frente rocoso. En la playa de Armazâ, los cantiles con alturas de 20m, ofrecen acusada inclinaciôn, en cuya base se acumulan cantos y bloques encontrandose el estran en la zona baja del cordon litoral La playa de Torbas es la mâs extensa orientada hacia el NW con cantiles de 30m aproximadamente. Valle colgado sobre el cordôn de cantos de mareas vivas . Existen hasta très o cuatro niveles de bermas. Entre la punta Falcoeira y el estuario del Navîa exis­ ten varios entrantes playeros, entre los que pueden citarse la playa de Palo y la playa de Figueras; sirven de limites entre unos entrantes y otros, salientes rocosos con cantos interrompis dos que en baja mar se comunican entre si. Ensenadas El frente acantilado, se articula en salientes y entran tes, en los que destacan abundantes materiales detrîticos hetero mêtricos y donde se pone de manifiesto el acusado retroceso cos­ tero; en los cantiles se observan repianos estructurales, esca- 444 lonados, probablemente debidos a corrimientos o desplazamientos de paquetes de cuarcitas y pizarras. Desde la rio del Eo, hasta el estuario del Navia, en direcciôn W-E, destacan varias ensenadas: Las ensenadas de Espiela y Langosteiros presentan micro£ cantilados, con formas litorales de laceracion y entrantes tap^ zados con materiales heterométricos. A partir de aquî y hasta Tapia de Casariego existe un amplio sector con predominio de fren tes playeros y entrantes de variada orientaciôn con litologîa de cuarcitas y pizarras de la Serie de los Cabos. Desembocan en es­ tas playas el arroyo Pedreiras, arroyo Pefiarronda, el rio Toi, rio Esteiro y rio Anguileira. La ensenada de Represas o Ribera Nueva se extiende desde Tapia de Casariego hasta la punta de la Ribera Nueva con una bo­ ca de 1.375 m y saco de 500 m. Ensenada de contorno muy irregu­ lar con abundante material heteromêtrico en los entrantes y sa­ lientes con cantiles verticales de 8-10 m. La costa a derecha e izquierda, présenta los caractères morfolôgicos ya menciona­ dos: acantilados verticales bajos, microacantilados, grutas e incisiones, representatives de las formas de laceracûôn, islotes, plataforma de abrasiôn marina amplia y mâs o menos uniforme con acumulaciones de bloques y farallones. La punta Ribera Nueva se présenta rota, originando islotes separados del frente rocoso. La ensenada de Figueras se extiende entre las puntas del Pedrôn y del Arenal con una boca de 1.250 m, saco de 588 m 445 y orientaciôn N-NE. Desde la Punta de Ribera hasta la del Pedrôn destacan valles suspendidos y riachuelos intermitentes y encajados. El £re te costero présenta incisiones, resaltes rocosos, grutas, etc. La parte derecha de la ensenada, desde la Punta del Arenal hasta la de Campega présenta caracteristicas analogas a las descritas: microacantil ados, donde como resultado de un proceso de erosiôn diferencial alternan entrantes de materiales heterométricos con salientes formados por crestones cuarcîticos. Entre todas estas ensenadas destaca la del rîo Porcîa, de orientaciôn NW, con boca de 1.500 m y saco de 800 m, se en­ cuentra localizada entre las puntas de Fanfoliz y la de la Ata­ laya; présenta fuerte asimetria y en su conjunto es irregular. En la margen izquierda existen microacantilados de 5-8 m, destacandose un frente de litologîa de gabros, y diori- tas que se extiende entre la punta de Centolleira y los Castelos. Este frente acantilado de pendiente muy pronunciada, ofrece en su base grandes bloques y acumulaciones de cantos de alta hete- rometrîa cuya genesis no es exclusivamente marina, sino en par­ te debida tambiên a la intensa meteorizaciôn de los gabros, que forman los cantiles, que permite que al deshacerse el conjunto rocoso queden libres los grandes bloques. Este proceso de desagre gaciôn del roquedo y acumulaciôn de bloques al pie del escarpe es relativamente rapide y proporciona a este sector caractères totalmente diferentes a los de laceraciôn que aparecen en el reste de la costa. 446 En la punta de la Atalaya los cantiles son verticales y ofrecen alturas variables de 12-15 m. Desde la punta de la Atalaya del Porcîa a Cabo Blanco existe una amplia ensenada muy articulada con gran cantidad de entrantes y salientes. Cantiles verticales, muy fracturados con depôsitos cuaternarios de retoque marino en las partes altas y entrantes tapizados de materiales detrîticos. En el tramo situado en la parte mâs oriental de este sector, entre la Caridad y Navia, se encuentran varias ensena­ das, la mâs amplia 3.375 m y saco variable de 450 a 1.200 m, se extiende entre las puntas de Pormenade y Falcoeira. Présenta orientaciôn N con acantilados de 15 m de altura en Pormenade y 30 m en Falcoeira. Morfologîa de laceraciôn donde las orienta- ciones de las formas -grutas, incisiones, etc- estân mâs rela- cionados con la esquistosidad que con la direcciôn e intensidad del accionamiento marino. Se trata de un frente costero sin abrigo alguno fuer­ temente batido por el oleaje. Es caracterîstica comûn a esta ensenada la presencia de una plataforma de abrasiôn marina, amplia y uniforme que se adentra en el mar. Los frentes playe­ ros estân bien representados en esta zona: playas de Cambara­ do, Castello, Armazâ, y Torbas. Al este de la punta Falcoeira y hasta el estuario del Navia, caben citarse très grandes ensenadas: La Figuera-Pedre llada, Ortiguera y Navia. En las dos primeras se dan caractè­ res muy semejantes a los vistos anteriormente: entrantes playe- 447 ros, salientes rocosos que en baja mar se comunican entre sî, presentando formas litorales de laceracion (grutas, incisiones, etc) y acantilados con fuerte pendiente cubiertos de vegetaciôn o falsos cantiles con buzamiento hacîa el mar. Por ûltimo la ensenada de Navia que no describimos aquî por ocuparnos a con- tinuaciôn mâs ampliamente del estuario del rîo Navia. Consideraciones finales El frente costero del tramo comprendido entre el es­ tuario del Navia y la ria del Eo, présenta formas litorales propias de un fuerte accionamiento marino. - El proceso destructor del mar sobre la costa origi- na abundantes materiales detrîticos -bloques, cantos, arenas- que forman frentes playeros con varias bermas correspondientes a diferentes niveles de pleamar,la mayor parte de las veces unidos a cantiles. - Los caractères sedimentolôgicos de estos frentes -abundante presencia de caliza organôgena, ausencia compléta de arcillas y limos, altos valores de desgaste de cantos- evi­ dencian una fuerte acciôn marina y ambiente hidrodinâmico muy agitado. Los aportes para la formaciôn de estos frentes lito­ rales proceden de la destrucciôn de los acantilados, del abas- tecimiento de la red fluvial, y de materiales antiguos - peri­ glaciares y de retoque marino- de la plataforma litoral. - Los acantilados no sobrepasan los 30 m, microcan­ tiles -inferiores a 5 m-y falsos acantilados con débiles buza- mientos hacia el mar. La presencia de socavaciones, farallones, 448 valles suspendidos con cauces que rompen bruscamente al alcanzar la linea de costa, evidencian el retroceso sufrido por el frente acantilado. - La presencia de acumulaciones cuaternarias colgadas de los cant iles.explica el importante papel que ban tenido las oscilaciones eustâticas en la morfologîa litoral. No encontrân- dose hasta el momento depôsitos antiguos a altitudes proximas al nivel del mar actual, a excepcion de la resenada por ASI3NSI0 AMOR y NONN, 1964 en la ria del Eo, alrededor del muelle de Vegadeo. A C C I D E N T E S G E O G R A F I C O S Q U E L I M I T A N L A Z O N A E S T U D I A D A D E L O C C I D E N T E A S T U R I A N O : R I A D E L E O Y E S T U A R I O D E L N A V I A CAPITULO NOVENO 450 9.1. La ria del Eo El sector estudiado por nosotros en esta zona del oc - cldente de Asturias, estâ comprendido entre dos accidentes geo- grâficos: la ria del Eo al oeste y es estuario del Navia al e^ te, que rompen la uniformidad de la plataforma litoral de arra samiento. Sobre el proceso seguido por la ria del E o , ASENSIO AMOR, 1970 tras el estudio de la morfologîa que présenta el litoral de la rîa y los depôsitos de aluviôn existentes sobre la rasa, deduce:" que en determinada êpoca la red fluvial pro- cedente del interior del pais..., corriô en su ûltimo tramo al nivel de la rasa, dejando sobre ella importantes depôsitos de sedimentos..., posteriormente el valle fluvial sufriô un proceso enérgico de encajamiento por debajo del nivel general de la misma...Este proceso erosivo, fue seguidô por un movi- miento general de inmersiôn con un valor de 18-20 m, fenômeno que determinô la formaciôn de la rîa y que pudo ser debido a un proceso de eustatisme o a môvimiento de hundimiento epirogê nico del frente continental". Este mismo autor manifiesta "que los caractères oro- grâficos de esta zona del Eo son fundamentalmente debidos a la acciôn de la red fluvial como resultado tectônico del paroxis- mo hercînico y a la meteorizaciôn sufrida por los materiales facilmente altérables, lo que facilita el fenômeno de erosiôn diferencial..." 451 La ria del Eo ofrece una morfologîa relativamente es- trecha, de riberas muy escarpadas y pendientes; desde la zona de embocadura hacia el interior en la costa del lado de Astu­ rias, se distinguen las ensenadas de Arnao, La Linera y Vilave- delle, la mayorîa de los depôsitos de la ria ofrecen caractères anâlogos que han sido estudiados por ASENSIO AMOR, 1959; ASEN­ SIO AMOR y TEVES RIVAS, 1966; TEVES RIVAS, 1966; se trata de depôsitos heterométricos con alta mediana de grano y elevado valor de centilo; Indices morfô'mêtricos para cantos de cuarzo de 30-70 mm manifiestan la mayor o menor actividad marina en las diferentes zonas de la rîa. A partir de la morfometrîa de cantos de cuarzo se deduce que el factor principal quecondicio na la formaciôn de cantos rodados en la rîa es la localizaciôn geogrâfica del depôsito en relaciôn con la dinâmica marina... Tanto los depôsitos de terrazas fluviales en el ûl­ timo tramo del rîo Eo, . a niveles de + 35 m y +10 m, como los depôsitos de las margenes de la rîa y de la rasa litoral, han sido estudiadospor ASENSIO AMOR, 1970. En este trabajo el au­ tor cita el depôsito de Carapôn como depôsito detrîtico de ca- racter eolico y se describen depôsitos como el de Figueras a + 30 m con retoque marino. Se estudia una terraza cuaterna- ria del Eo a 55-60 m en San Juan de Moldes, considerandose el régimen de arrastre de los materiales de tipo fluvio-torren cial sin posterior modificaciôn marina; ningûn Indice morfo- m ^ r i c o parece indicar que las transgresiones marinas sufri- das en este lugar hayan afectado a los niveles de 55-60 m. 452 En la margen izquierda de la rîa del Eo y a 80 m de altitud en la vertiente oriental del Monte de Santa Cruz, se encuentra un depôsito de acumulaciôn residual que evidencia un.arrastre de tipo torrencial, que se describe con todo detalle. La cronologîa de los depôsitos de terraza se hace con relaciôn a otras formaciones relativamente prôximas (DELIBRIAS, NONN y VAN CAMPO, 1964); en los alrededores del Puerto de Bu­ re la , a unos 30 km del ûltimo tramo del valle fluvial del Eo, se encuentra un nivel turboso a + de 20 m sobre el nivel actual del mar y con potencia aproximada de 8-10 m, cuya edad calcula- da por el carbone 14 ha sido referida al WÜrm III; en relaciôn con el nivel de + 10 m, podîan corresponder sus depôsitos al ûltimo interglaciar Riss-Würm, situando los del nivel + 35 m en el Tirreniense I. Para los niveles de la rasa con génesis tipicamente marina se cita la presencia de cantos agujereados por lameli- branquios (ASENSIO AMOR y NONN, 1964; NONN, 1966). Los depôsitos situados a altitudes superiores a 50 m ofrecen caractères genêticos diferentes, NONN 1966 indica que "ha podido observar frecuentemente que la posiciôn de terrazas superiores esta en relaciôn con la extremidad de los glacis que forman en muchos lugares la parte inferior de las vert lentes". También es citado y considerado por este mismo autor como fre- cuente un sistema de glacis-terrazas en el sector del curso del E o , situado aguas arriba de Puentenuevo. 453 De acuerdo con este criterio ASENSIO AMOR (1970) opi­ na que los depôsitos de terraza fluvial que se encuentran en las margenes de la rîa a altitudes de 55-60 m y + 80 m pudie- ran estar relacionados con los glacis terraza hallados por NONN (1966) y considéra el nivel de terraza + 80 m como pertenecien te al Villafranquiense; los niveles 55-60 m como correspondien- tes al interglaciar Gunz-Mindel; los depôsitos del nivel + 35m corresponderîan al Tirreniense I y por ûltimo las terrazas a + 10 m atribuidas al alto Monastiriense y el nivel de + 8 m fue atribuido en principio al alto Monastiriense (ASENSIO AMOR y NONN, 1964) y posteriormente al Tirreniense II (NONN, 1966). Asi pues la génesis de la rîa del Eo estarîa marcada por unos estadios fondamentales: su encajamiento enla rasa li­ toral consecuencia de un proceso subacreo, debido al ciclo ero sivo fluvial provocado bien por elevaciôn del litoral debido a movimiento epirogénico, al descenso del nivel del mar por fe­ nômeno eustâtico, o por un proceso erosivo principalmente de acciôn remontante al perder anchura la rasa por retroceso ha cia tierra del frente del acantilado y acortarse, por ello, la longitud del ûltimo tramo fluvial. La evoluciôn y hundimiento de la rîa ha repercuti- do en la configuraciôn del valle del Eo en su tramo fluvial proximo a su desembocadura. Al mismo tiempo que se modificaba el perfil fluvial, la rîa recibiô un gran aporte de aluvio- nes. Este proceso muy enérgico en un principio, continua en la actualidad con la consiguientc formaciôn de marismas y jun- cales en el fondo de la rîa. Hacia la desembocadura de la ria 454 el relleno va siendo cada vez mâs acusado, aunque en esta zona los sedimentos sean tipicamente marines, pues los cienos, limos y arenas cenagosas estân en esta zona reemplazados por bancos de arenas finas y lavadas, muy ricas en conchuela. El otro accidente geogrâfico situado en la zona mâs oriental de nucstro trabajo y que junto con la ria del Eo dé­ limita el frente del sector estudiado por nosotros es la desem bocadura del rîo Navia, sobre la que anteriormente hemos hecho una publicaciôn (ASENSIO AMOR y GOMEZ MIRANDA, 1978). 9.2. El tramo final del rîo Navia La denominada "ria de Navia (nombre que figura en to- dos los mapas de consulta frecuente) es uno de los accidentes geogrâficos del sector occidental del litoral cantâbrico que se ha formado a travês de un largo proceso evolutivo, pasando por diverses estados de desarrollo; en el momento présente se encuentra en un perîodo muy avanzado de relleno por masas de arenas y limos, que descubren en unas zonas en baja mar y en otras no son cubiertas por las pleamares, con escasos fondes in­ cluse en los espacios de canalizaciôn artificial. Estas obras para mejora de puertos, que en la mayorîa de las ocasiones no alcanzan una soluciôn perfecta, data de fechas relativamente recientes; dates histôricp -geogrâficos publicados sobre el de sarrollo urbano y demogrâfico de Navia a travês de los tiempos, indican que "...el dique de Navia, urgido ya encarta de 7 de febrero de 1815 por D. Manuel Fuertes de Las Llammas al Sr. 455 Ministre de la competencia, fue estudiado en 1854 por D. Salus- tiano G. Regueral, aprobado el 19 de agosto de 1896 por un pre supuesto de 62.244,80 pts e inaugurado el 17 de agosto de 1897; la dârsena se amplio y acondicionô en 1903 realizandose obras ulteriores a mas del encauzamiento y canalizaciôn de la rîa en 1928 y 1933" (Martînez Fernândez, 1973). Desde el punto de vista geolôgico las formaciones pre sentes en los espacios de estas formas litorales pertenecen al Paleozôico inferior -Pizarras de Luarca-, constituido por con- juntos de grawackas - con elementos microgranudos-. cuarcitas y fundamentalmente pizarras arcillosas, compactas, de tonos gris oscuro, pertenecientes al Ordovicico; algunos diques in- trusivos de diabâsas asî como de cuarzos, completan la composi- ciôn litolôgica de los materiales.Elementos muy poco frecuen- tes como granités y silex, aparecen en ocasiones en las acumu­ laciones detrîticas; los primeros pueden procéder del manchôn granitico de Boal, que se extiende y atraviesa el rio Navia a la altura de Villacondide, y los segundos tienen un origen ma ­ rino aportados por las corrientes litorales (Hernândez-Pacheco y Asensio Amor, 1966). Las observaciones que contiene este apartado tratan del dominio morfolôgico litoral y muy especialmente se estudian las caracterîsticas sedimentolôgicas de los materiales arenosos y fango-arenosos que motivan el relleno de los amplios espacios del.estuario de Navia. 456 9.2.1 . Cuadro morfolôgico Forman el tramo final del rio Navia, a nuestro modo de ver, dos entidades geogrâficas independientes en cuanto se refie re a la morfologîa y proceso evolutivo; una amplia y disimetri- ca ensenâda -ensenada de Navia- y el estuario, con espacios are nosos relativamente reducidos y extensas zonas de marismas coin cidentes o no con desembocaduras de. rios y arroyos. a) Ensenada de Navia Con boca de 1.850 m y saco de 850 m., entre el cabo de San Agustîn y la Punta de La Sierra, constituye la ensenada de Navia un extenso espacio de influencia marina, limitado tanto al este como al oeste por acantilados que alternan con entran­ tes o zonas playeras arenosas y de cantizales, la mayorîa cu­ biertas por las aguas en las pleamares; se trata de un frente costero articulado y escarpado, mâs sensible en la margen oc­ cidental de la ensenada, fuertemente batido por el oleaje es­ pecialmente el sector expuesto a occidente; el ataque marino repercute en la morfologîa litoral y motiva el caracter disime trico de este accidente geogrâfico y la acusada presencia, des de la Punta de La Barra a la Punta de La Sierra, de cantiles precedidos por una plataforma de abrasion irregular y rugosa, con fracturas, asî como otras formas litorales debidas a la ac ciôn marina (incisiones, grutas y masas en voladizo formando tunel). 457 Hacia fuera de la ensenada, al norte de la Punta de La Sierra y a 250 m de ella, se encuentra el bajo de El Canouco, con fondos de 1-2 m y en el que rompe el mar en las marejadas del noroeste, pero que por su posiciôn fuera de la zona de ac- ceso a la ensenada no tiene gran repercusiôn en la dinâmica de la misma. El saco de la ensenada ofrece como fondo una barra o flécha de arena que délimita la desembocadura del estuario y que esta precedida de extensos bancos arenosos, que tienen su origen en las corrientes de marea y que descubren en baja mar; esta flécha arenosa constituye la gran playa de Navia, con orientaciôn norte; como formas playeras destacan en el es- tran dos bermas muy marcadas y una amplia plataforma de baja mar con pliegues, canales, crestas y surcos prelitorales; pre­ sencia en la playa posterior de lagunas cerradas artificial- mente por la canalizaciôn del estuario; el frente playero es muy atacado por los grandes temporales y las marejadas que oca- sionan la modificaciôn del perfil playero. El mapa hidrqgrâfico de la Marina,correspondiente a la impresiôn de junio de 1973, muestra la batiraetria de la ense­ nada de Navia; el final dsl valle fluvial estâ formado por un amplio canal con fuerte inclinaciôn entre 3 m y 10 m de profun didad, para despues suavizar la pendiente hacia los 15 n y ofrecer un fondo rugoso con escasa uniformidad topogrâfica. 458 En definitiva, la ensenada de Navia ofrece una linea de costa irregular, con numerosos entrantes en el perfil de am bas orillas; se encuentra en plena evoluciôn por el ataque de la dinâmica marina. La presencia de acantilados en parte des- truidos por la acciôn del mar, el relleno de los entrantes por materiales detrîticos y la formaciôn de la barra arenosa a la entrada del estuario en un proceso acelerado de sedimenta- ciôn, evidencia un tipo de costa juvenil con tendencia hacia la madurez; la formaciôn de plataforma de abrasiôn mecânica es un indicio de retroceso dél perfil costero. b) Perfil de equilibrio de la playa de Navia La zona litoral de Navia constituye un frente coste­ ro fuertemente batido por las aguas del proceloso cantâbrico (Asensio Amor, 1966); como consecuencia de esta actividad y presencia del roar, aparece la forma litoral playera cuya con- figuraciôn sufre profundas variaciones. Los grandes temporales que azotan el frente costero modifican el perfil de equili­ brio de la playa, rebajando o aumentando su altura, alterando la disposiciôn y distribuciôn de los materiales playeros y en general, cambiando el aspecto morfolôgico de la playa. La Lâm. XLVI muestra las variaciones del perfil de la gran playa de Navia, en el espacio y en el tiempo, por la enérgica labor abrasiva del mar. c) Evoluciôn morfolôgica de la barra arenosa No hace mucho tiempo que tratamos de la inestabi1idad que ofrecen las formas litorales y de las modificaciones sufr^ 459 das en el espacio y en el tiempo (Asensio Amot, 1974); uno de los ejemplos mâs tîpicos de evoluciôn morfolôgica de bancos de arena lo acusa la rîa del Eo, en la que como resultado del apor­ te de sedimentos se originan los denominados "tesos" que des­ cubren o no en marea baja y experimentan modificaciones en su forma y disposiciôn por la influencia del medio hidrodinâmico, regido de una parte por el oleaje y el juego de mareas y de otra, por las corrientesfluviales que se dirigea hacia el tra­ mo de desembocadura. Analogamente, la forma litoral que constituye la gran barra arenosa situada en el tramo final del rio Navia, présen­ ta en el transcurso de algo mâs de cincuenta anos fuertes cam- bios en su configuraciôn; la figura 42 muestra, en particular, el piano de los espacios ocupados por la flécha arenosa entre el estuario y la ensenada de Navia, levantado en 1919 por la Comisiôn Hidrogrâfica, y en el que se puede ver la canalizaciôn que corta a la actual playa de Navia, la disposiciôn serpentean te con fondos escasos y la relativamente amplia zona que alcan za. El dibujo II de la misma figura, que corresponde a la edi- ciôn I de enero de 1961 del Institute Hidrogrâfico de la Mari­ na, ofrece en la disposiciôn del canal fuerte modificaciôn que se acentua aun mâs en la impresiôn corregida y editada por el mismo Institute en 1976, donde se puede obsevar que el canal ha desaparecido (Fig.43,3) totalmente, destacandose la gran playa de Navia. Fig. 42. Modificaciones sufridas por la flecha arenosa localizada entre el estuario y la ensenada de Navia; 1, piano levan tado en 1919 por la Comisiôn Hidrogrâfica ; 2, ediciôn 1 enero 1961 del Institute Hidrogrâfico de la Marina, 3, ediciôn corregida en 1976 por el rcferido Institute. MR > < >< 462 d) Estuario de Navia Corresponde al ûltimo tramo del rîo que lleva el mis­ mo nombre y tiene por tanto como antecedente, un valle fluvial. Queda localizado en la parte occidentaldel litoral Cantâbrico, que iniciandose en la ria de San Esteban de Pravia termina en la de Foz, al cambiar las caracterîsticas geolôgicas del terre no; por su configuraciôn estrecha y alargada, caracter petro- grâfico y estructuras a las que se ha amoldado, el estuario ofrece acusadas caracterîsticas epigênicas; en ambas margenes el acantilado vertical y no de gran altura corresponde a la base de las vertientes de antiguos valles fluviales; su lon­ gitud desde la barra o flecha de arena, localizada en la boca- na, hasta la parte interna coincidente con la desembocadura del rio Anleo (limite convencional establecido para este es­ tudio) , dista aproximadamente très kilometres; su anchura es muy variable (tomada en frentes de acantilados para ambas mar genes, oscila entre 530 m y 750 m desde el puente del ferro- carril hacia la bocana, y de 400 a 500 m hacia zonas interio- res) y dificil de establecer actualmente por los numerosos es­ pacios conquistados al mar a travês de las obras de relleno formadas por las escolleras y muros construidos para canali- zar las aguas y permitir, por otra parte, mayor facilidad de acceso a la navegaciôn. El calado en marea alta es inferior a très metros, por lo que la arribada de barcos es peligrosa, a pesar de las obras de encauzamiento; tanto las corrientes de marea como las de descarga mantienen abierta la bocana y 463 regulan la reparticiôn de los arrastres de materiales detrîticos, Las riberas del estuario, en sus partes externa y me­ dia, son escarpadas como resultado de procesos erosivos subaé- reos y marines; en el interior los escarpes estân menos pronun- ciados; la articulaciôn es mâs sensible en la orilla oriental que en la occidental. Desde la desembocadura hacia el interior, la margen oriental ofrece como accidentes dos bahias de confi- guraciôn diferente; la mâs externa, con contorno acantilado y una amplia boca de 583 m y saco reducido a 200 m; a continua- ciôn, otra bahia con boca de 783 m y saco de 500 m . , de irre­ gular contorno, en cuyos espacios desemboca elrîo Olga. Ambas bahias conquistadas total o parcialmente al mar, son en la ac­ tualidad zonas ocupadas por urbanizaciones, industrias y la dârsena, constituyendo como una continuaciôn del centre de la poblaciôn. Mas hacia el sur, pasado el casco urbano de Navia, la orilla es poco articulada con una amplia zona cenagosa. En la margen occidental se destacan varies senos coincidentes con desembocaduras de rios y arroyos, accidentesj que estan colma- tados por arrastres fluviales. 9.2.2. Estudio de sedimentos a) Dinâmica de cantos La eficacia de la acciôn marina viene confirmada en los diferentes sectores estudiados, por los valores de parâmetros e indices de desgaste del materialcuarcitoso; las condiciones hidrodinâmicas locales en la ensenada de Navia son bastante AG A 25%, I5%- Md j : o jTl-n 200 4 00 600 800 2r./L 25% 15% 5% Md JIB © 200 4 00 6 00 800 2r./L 25% I5%- 5% Md H i 25% 15% 5% 0 Md 200 400 600 200 4 00 600 800 2r./L Md 15% 5% tn 200 400 600 2r./L 2n/L Fig. 43. D in â mi c a de cantos: hi sto g ra m as de desgaste; 1 y 2 a c u m u ­ laciones de ac c io nam ien to marino. 3, de pôs ito de retoque marino. 4 y 5, amb iantes fluviales. 465 variables, con cierta mayor intensidad en el sector oriental; los histogramas de desgaste son tîpicos de acumulaciones en am- biente marino; altos valores de medianas (Fig.43I y II) y por- centajes elevados de elementos muy desgastados. En las zonas prôximas a la barra los depôsitos muestran también constantes morfomêtricas de dominio o al menos, retoque marino (Fig., 43 III), mientras que en los espacios interiores del estuario evi­ dencian caracterîsticas de medios fluviales (Fig. 43 IV, V). Estas consideraciones tienen efectividad en termines générales, ya que observaciones particulares realizadas en sec- tores muy localizados evidencian fuertes variaciones en los va­ lores de desgaste y en funciôn de la situaciôn geogrâfica de los depôsitos; en efecto, las medidas realizadas en la playa de Fojos resultan bajas (Md = 209; % 4dOO = 8 ; 500 = 2 ; Mo = 200-250) en relaciôn con otros depôsitos situados en este sec­ tor (playa de Arnelles), lo que evidencia la falta de acciôn marina enérgica, aunque los materiales sean, sinduda alguna, de acumulaciôn marina; realmente, no todos los depôsitos de es­ ta zona reflejan las condiciones del medio marino actual. b) Granulometria y litologîa Los caractères sedimentolôgicos de tamaho y naturaleza petrogrâfica de las acumulaciones gruesas ( a escala de cantos y bloques) que ocupan tanto la ensenada como el estuario de Na­ via, son dîficiles de establecer con precisiôn en un conjunto sedimentario donde ha habido erosiôn y aportes antrôpicos 466 para construcciones de diques y escolleras; no obstante, y en sentido generalizado, podemos considerar que las dimensiones de la masa de los arrastres corresponden a cantos y bloques peque- nos, no superiores a 24 cm en la ensenada y reduciendose a la categorîa de cantos en la mayorîa de los acarreos del interior del estuario. Los valores de mediana y centilo (Cuadro I) son bajos y es de destacar que el carâcter petrogrâfico de este timo paramétré se encuentre entre las pizarras para las acumu­ laciones de la ensenada y sean las cuarcitas, las que pertenez- can a los centilos para los depôsitos del estuario. Respecte a la composiciôn litolôgica evidentemente es muy analoga en todas las formaciones detrîticas; los espectros petrogrâficos muestran la presencia de elementos pizarrosos y cuarcitosos, con escasos percentages de cuarzos, en la ense­ nada de Navia los cantos pequenos y mediano estân constituidos por abondantes pizarras y cuarcitas, mientras que los elemen­ tos con dimensiones superiores a 8-12 cm., son exclusivamente pizarrosos; por el contrario, el caracter litolôgico de las acumulaciones examinadas en los espacios del estuario conceden a las cuarcitas el tipo dominante en la composiciôn petrogrâfica. Todo el material detrîtico tiene un origen local, sal­ vo algunos cantos de silex hallados en las formaciones playe­ ras de la ensenada de Navia que pueden considerarse proceden- tes de afloramientos submarines, y elementos granîticos trans- portados principalmente por las corrientes fluviales. Aflora­ mientos de cuarcitas y pizarras son muy frecuentes en todos 467 o1̂ u cl« ca-3 rtX nî O' I I 1 I t'- \o o o o K> 0 > o o o I M r\i I I I I rtbû O I T- I I M I I O o eu I I O I I ca •H > ca o o o o 12: o o o o o (X tvl 1 1 1 1 O o ta 0) ■H A > Vi A< z ta (7l \o o o o o A eu A Pu o o o 3 X ta bc ta 3 ta +J PU tn 'a- w OO O (N \D u OO 1 1 1 CJ OO bù eu vO VO «a-pu o (XI 1X1 e u o «a- vo OO xt \D 00 o • r-i (XI vO (XI vO u i-H tN •a- vO OO (— -a- 00 (— 468 >rtZ ca3 ca bO >taz ca 3 A\o oA 3 A +J AOU >rtz A 3 caX ca A §bOCÜ cd I—I ca Cu z ca X ca o o CN| q. VO OO bc O T3 cd C CL (d o o o \o B H tf) o CL A o 3 u cn II O' e 3 o cu A s rt o o U" o bO O A rH 3(XI vO •a E u OO u 4-1 A II vO OO vO 'A 0) (— CJ C_) 469 los frentes acantilados; en consecuencia, no es raro encontrar estos elementos en los depôsitos sedimentarios; ahora bien, la reparticiôn de estos dos tipos litolôgicos indica arrastres ma sivos por acciôn fluvial que es, a nuestro modo de ver, la cau­ sa principal en el proceso de relleno del estuario. En cuanto a los materiales arenosos, estan constitui- dos por granos de cuarzos, cuarcitas y pizarras; relativamente raros son los fragmentes de conchuela, trozos de caparazones y espiculas que en muy escasas muestras alcanzan percentages del 1 % al 10% y que solo estan présentes en las arenas de la ensenada y de los alrededores de la barra; estos resultados coin ciden totalmente con los datos de calcimetrîa. En ocasiones aparecen algunas particules de feldespato y mica con otros miné­ rales oscuros procedentes de rocas eruptivas. c) Parâmetros e indices granulomëtricos La mediana de la curva acumulativa de las acumula­ ciones finas, ofrece valores muy variables -prueba de las in­ constantes condiciones hidrodinâmicas locales - y queda esta- blecida en la mayor parte de las muestras estudiadas en la se- cuencia de arenas finas (0,20-0,50mm), particularmente para aquellas recogidas en la ensenada de Navia y bocana de la ria (hacen excepciôn las playas de Arnelles y Fojos, con mediana de 0,86 a 1,07 por sus altos porcentajes de fases arenosas gfue sa y media); en este mismo orden de valores se encuentra la zona interior de la flecha de arena. Los valores mâs bajos (Q^ = 0,40-0,20 mm) corresponden a materiales depositados a lo 470 largo de la margen izquierda del estuario y en las zonas mâs in ternas del mismo (Fig.44 A ) . La fracciôn de dimensiones inferiores a 60 micras (1 mos y arcillas) de carâcter fangoso, es muy rara en la ensena­ da de Navia (menor del 1 %) y espacios ocupados por la gran flé­ cha de arena (1%-2%); su presencia es mâs abundante en la mar­ gen izquierda del estuario y cada vez mâs significativa y va­ riable, hacîa el interior (2%-74%) (Fig.44 B). Los sedimentos finos -a escala de gravas, arenas y fracciôn limo-arcillosa- de la ensenada y estuario de Navia, responden a una distribuciôn dimensional establecida por cua- tro» tipos de curvas granulométricas: - Curvas sigmoidales con sedimentos constituidos por fases arenosas media y fina o gruesa y media, pero exentos to talmente de fracciôn grava y partîculas de dimensiones meno- res de 60 micras; muy buena clasificaciôn, con valores de in­ dice de Trask comprendidos entre 1,12 y 1,24 y débil dispersion global (Qgo'^io ~ 0,50-0,44). Fuertes variaciones de la media­ na Q 2 motiva que la separaciôn entre las curvas acumulativas sea elevada y formen un amplio haz. Todas las muestras estu­ diadas pertenecen a la ensenada de Navia y flecha arenosa lo­ calizada en la bocana del estuario (Fig45T). - Otro grupo de curvas, también en forma de "ese" pe­ ro con inflexiones basai y terminal mâs abiertas y ascenso de la curva mâs suave, constituyen sedimentos fundamentalmente arenosos con variables cantidades de grava y fracciôn menor o 0 80u 0 55 u <" SÎ V 0 w I SSo CD rt PU in c eg ca 0 u ca > d w u >o 3 >- u ca uro C3 X 0 k E0 c u C CD < to }- tn <-» 0 0\ CD % CD f-t T5 ca tn m 0 tn 0 f- c 0 3 0 tU ca u E ca +j d ica u c o Sh (U u ca LW u n. \ca (U L, 0 T3 (D DC c. "O 0 a> 0 in 00 CQ 4J u U Cca ca 0 3 ca U t- 4-» CTJ •H 3 > tn E u tac Lk _ cut"*" , Lâm. XLVI A) Playa de Navia; barra o flecha de arena tîpica de desembocmdu- ra de estuario, a partir de los acantilados de la Punta de la Barra; direccion perpendicular al ataque marine. B) Terraza baja con materiales retocados per la accion del maf, lo que manifiesta una influencia del mar mas activa que la ac tuai. Estuario del Navia. A'X'i l a m . x L v i 475 de 60 micras; como consecuencla, la clasificaciôn es buena con tendencia a regular (So= 1,25-1,52) y la dispersiôn global re- lativamente alta. Todas las muestras de sedimentos finos con estos caractères fueron recogidas en las inmediaciones de la parte interior de la flecha arenosa, donde la acciôn marina es actualmente dêbil por la posiciôn abrigada de estos espacios, pero las condiciones locales favorecieron en otras êpocas una influencia mas activa de los factores marinos, como lo demues- tran los aportes de arenas y cantos que constitùyen una terra za baja con materiales retocados por la acciôn del mar (Fig. 45 II) (Lâm. XLVI b ) . Los dos tipos de curvas granulométricas de la Fig.46 (A y B) corresponden a muestras recogidas en las zonas media e interior del estuario; son materiales diferentes en cuanto a su composiciôn granulométrica, pero indiferenciados respec- to a la reparticiôn en los espacios del estuario. Al grupo B pertenecen sedimentos heterométricos, la mayor parte mal cla- sificados (So= 1,60-2,76) con abondante fracciôn grava y al­ ta dispersiôn global. Las curvas acumulativas del grupo A co­ rresponden a materiales constituidos casi exclusivamente por fracciôn menor de 60 micras y fase arenosa fina, con mala cia sificaciôn y valores débiles de dispersiôn global; se trata de mezcla, en proporciones variables, de elcmentos arenosos y muy finos con partîculas limo-arcillosas transportadas en suspen­ sion, depositadas por decantaciôn, y que forraan los mas abon­ dantes fangales distribuidos por todo el estuario. SFig. 46. Curvas granulométricas acumulativas de sedimentos heterométricos aleatorios. A, materiales arenosos muy finos con abundantes partîculas limoarcillosas B, materiales con abundantes gravas. % lOO 754 504 254 © — T— .50.06 — r ~.20 “ I-------------------- 1----------------lO 20 mm. ê % 100 © 75 50 25 06 20 OO 1.0 2.0 mm. 478 d) Calcimetrîa de arenas Los sedimentos muestran contenidos de conchuela muy bajos (0,21-4% de CaCO^) y su reparticiôn alcanza solo a la en- senada de Navia y a las acumulaciones de la bocana (barra are­ nosa) (Fig.44C); es por tanto el estuario de Navia, un acciden­ te geogrâfico casi totalmente relleno de materiales fangoso- arenosos y donde apenas estâ présenté la fracciôn de caliza or- ganôgena como material sedimentario de aporte marine. 9.2.3. Consideraciones générales Los termines geogrâficos ria y estuario se definen de una manera muy semejante (Guilcher, 1957, pag. 93); las rias son sistemas fluviales total o parcialmente invadidos por el mar; los estuarios designan zonas de un organismo fluvial en las que se hacen sentir las mareas y sus corrientes, c l o q u e es igual, partes inferiores de cursos de agua que son anegadas por la marea. La analogîa de ambos conceptos esta basada en la influencia de la marea de salinidad incluse en la denomina- da "marea dinâmica", es decir, aquella que no transporta mas que agua dulce. Un tercer vocablo de también dîficil diferen- ciaciôn con los anteriores y sobre todo con el de estuario, es el de marisma o espacios continentales subsidentes localizados en las proximidades del nivel marine e influenciados tanto por las corrientes de marea como por la de descarga. 479 Considerando estos terminos ria, estuario y marisma - desde el punto de vista de su proceso genetico y haciendo in­ tervenir los agentes de la geodinâmica externa de mayor influen cia en la morfologîa de estos accidentes geogrâficos, podemos définir las rias como aquellas zonas donde el ataque del mar es prédominante; estuario, los espacios en los que existe un equilibrio, mâs o menos acentuado, entre la acciôn de los fac­ tores marinos (corrientes debidas al oleaje y corrientes de marea) y aquellos procédantes de la red fluvial (corrientes de descarga) y del accionamiento de vertientes. Finalmente, en los parajes donde la influencia marina queda reducida a simples efectos de la marea de salinidad y de la marea dinâmi_ ca, y las corrientes de descarga de la cuenca vertiente actuan como dominantes, tendriamos las marismas. En consecuencla,se trata de définir los terminos rias, estuarios y marismas con caractères mâs peculiares y de mayor contraste, evidenciando de este modo una clara diferenciaciôn y permitiendo por otra parte, a partir de dates expérimentales en el estudio de se­ dimentos que actualmente rellenan estas formas litorales, rea- lizar una limitaciôn bastante précisa de lo que hasta ahorase ha considerado como ria en el mas amplio sentido de la expre- siôn. Por su evoluciôn -considerada de plena madurez - en el proceso de relleno y por las caracterîsticas que ofrecen los materiales que colmatan los espacios de la llaraada "ria" de Navia (escasez de materiales arenosos absolutos y bien cia sificados; abundancia de sedimentos fangosos y fango arenosos), 480 se trata mâs bien, a nuestro modo de ver, de un estuario que tiens su origen a espaldas de una barra arenosa, con un perfil longitudinal irregular donde aparecen varios senos con desembo caduras de rios y arroyos y que constitùyen zonas de marismas con abundantes limos procedentes de arrastres fluviales, y nu- los contenidos en caliza organôgena; las arenas procedentes del mar quedan dando nacimiento a la flecha o barra arenosa y pequeftos espacios por detras de ella, mientras que los depôsi- tos terrigenos que motivan las acumulaciones de cienos y fan- gos ocupan amplias extensiones. El mecanismo de relleno del estuario del Navia queda deiterminado por las acumulaciones de sedimento que ocupan sus amplios espacios; procedentes del mar son transportadas las arenas a través del juego de mareas y durante los temporales; este conjunto sedimentario se destaca claramente en la emboca- dura o paso de la ensenada al estuario. Los sedimentos de tipo famgoso y fango-arenosos son de origen continental fundamental^ memte -algunos mezclados con arenas finas y médias de proceden ci:a marina - y que han sido acarreados por la red fluvial que de.'semboca en el estuario y a través de las vertientes que for- mam las margenes. 9. 2.4. Conclusiones 1- El (iltimo tramo del rio Navia origina una forma Litoral, estrecha y alargada, con riberas escarpada s y pendien- te:s, y con muy marcadas caracterîsticas de estuario; medio hi - dr- nes periglaciares y su falta de alteraciôn en los materia l s . 496 14) Las formaciones actuales estan representadas por los aluviones de los depôsitos fluvio-costeros ; las playas, bien representadas a todo lo largo del litoral; las dunas, acumula­ ciones en estrecha relaciôn con los depôsitos de playa; los depôsitos tipo marisma, ligados a los procesos de sedimenta­ ciôn de material continental con interferencia de procesos ma­ rinos, se trata de unos sedimentos fango-arenosos, constitui­ dos por limos, arenas finas y muy finas en proporciones varia bles y en ocasiones enriquecidas en contenido organogeno. Destacamos entre las formaciones actuales el estudio detallado, con el que concluimos esta Tesis, del tramo final del rîo Navia que nos ha llevado a considerar este accidente geogrâfico como un estuario, dadas las marcadas caracterîsti­ cas que del mismo présenta y no de rîa, nombre que figura en la localidad y en los mapas de consulta frecuente . B I B L I O G R A F I A 498 ABELLA, y CASARIEGO, E. 1877. Datos topogrâficos del conce- jo de Teverga, provincia de Oviedo. Bol. Com. Map.Ceol.Esp.4, 251-256, ADARO, L. de 1926. Atlas del estudio estratigrâfico de la cuen ca central de Asturias. Inst. Ceol. Min. Esp; Madrid. ADARO, L. de y JUNQUERA, G. 1916. Criaderos de Asturias. Mem. Inst. Geol. Espafta. Criaderos de hierro de Espana, 2, 1-610. AGUEDA VILLAR y col., 1977 Geologîa Edit. Rueda. Madrid, pp 192- 193. ALVAREZ RAMIS, C. 1966. La flora fôsil estefaniense de la pun ta de la Rubia. Figueras. Asturias. Bol. R. Soc. Esp. Hist. Nat. LXIV, pp 151-153. ALLEN, J.R.L. 1965 a. 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