Caracterización de cavidades de bloques graníticos y ... · El análisis cualitativo de muestras...

Cadernos Lab. Xeolóxico de LaxeCoruña. 2003. Vol. 28, pp. 231-262

ISSN: 0213-4497

Caracterización de cavidades de bloquesgraníticos y cuevas estructurales de Vigo-

Tui, (Galicia, España). Análisis morfo-estructural del sistema de O Folón

Description of a boulder cave system andstructural caves from Vigo-Tui (Galicia, Spain).

Morpho-structural analysis of O Folon site

VAQUEIRO RODRÍGUEZ, M.1

ABSTRACT

This paper studies the boulder fragment caves or erosion boulder caves and the struc-tural caves located in a two mica granitic outcrop. This granitical outcrop is extendedalong the N-S axis, from As Laguelas (council of Cangas) to the river Miño bounded atthe West by the Siluric-Precambiram complex of Monteferro - O Rosal, and at the Eastby the metamorphyc paragneises outcrop Vigo- Serra do Galiñeiro. Most of the studiedcaves are located between Vigo and Tui.

The paper describe the endo and exo-karstic morpho-structural characteristics fromeigth boulder caves located in the area. The caves or systems studied are: O Folón(Fragoselo, Coruxo), A Porteliña (Freixo, Valadares), A Chousa (Freixo, Valadares), ACunchosa (As Laguelas, Aldán), A Casa do Demo (O Castelo, Vincios), O Ficho (Estocas,Vincios), A Raís (Arruidos, Vincios) and Os Santos (Freixo, Valadares).

O Folón system is the more representative one structural cave. The paper examines thissystem relating geological structure, exo and endo-karstic forms and landscape, andpoly-cyclical river incision.

Cadernos Lab. Xeolóxico de LaxeCoruña. 2003. Vol. 28, pp. 231-262

Granite weathering microforms (gnammas, over-sloped and flared sloped walls, tafoneweathered in honeycomb mode), amorphous organic fulvic complex speleothemes,amorphous silica speleothemes, allophane concretions and other endokarstic forms areexamined.

Key words: Pseudokarst, no-karst, structural systems, granitic caves, genesis, policiclicevolution, morphologic characterization, organic speleothems, amorphous silica speleo-thems, occupation site Neolithic-Calcolithic-Bronze Age.

(1) Manuel de Castro, 8 -3ºD – 36210 Vigo (Pontevedra)- Spain ([email protected]). Clube EspeleolóxicoMaúxo. Travesía de Vigo, 195 - 7º C. 36207 VIGO (Pontevedra)- Spain (http://www.mauxo.com)

1. INTRODUCCION

Este trabajo estudia cavidades y sistemasgraníticos de bloques fragmentados y erosio-nados (Boulder Fragment Caves o ErosionBoulder Caves (en.); Blocktruemmerhoehlen,Erosionsueberdeckubgshoehlen (gr.)) y en lossistemas graníticos estructurales (StructuralCaves (en.); Tektonik gebundenehoehlen (gr.))emplazados en un afloramiento de granitode dos micas (rocas ígneas, serie de grani-tos alcalinos) que se extiende en el eje N-Sdesde As Laguelas en el ayuntamiento deCangas, hasta el río Miño, limitando aloeste con el complejo Silúrico-Precámbricode Monteferro-O Rosal y hacia el este con elafloramiento metamórfico de paraneises conplagioclasa de Vigo - Serra do Galiñeiro. Lamayor parte de las cavidades estudiadas eneste afloramiento, se han localizado entreVigo y Tui. La localización de la zona deestudio se indica en la (lámina 1).

Este afloramiento se encuentra afectadopor dos esquemas de fracturación posthercí-nicos diferenciados (IGME, 1981a; 1981b):

a. Un esquema de fracturación (Fn) ori-ginado por fallas normales (normal fault,gravity fault, normal slip fault (en.)) condirecciones N30ºE y N30ºW y que secorresponden a una etapa de distensiónmesozoica. Este esquema de fracturaciónafecta principalmente a la zona media ynorte del afloramiento granítico.

b. Un esquema de fracturación (Fd)originado por desgarres de direccionescoincidentes con la de los desgarres tardi-hercínicos originados en una etapa de dis-tensión N-S. En la zona media e norte pre-dominan las fallas de direcciones N60ºE,Nº170ºE y sus conjugadas (simétricas enrelación con la dirección de distensión),

mientras que en la mitad sur el esquemade fracturación se adapta a las direccionesN60ºE e N140ºE.

Los sistemas estudiados en este áreason: O Folón (Coruxo, Vigo), A Porteliña(Valadares, Vigo), A Chousa (Valadares,Vigo), A Cunchosa (Aldán, Cangas), ACasa do Demo (Vincios, Gondomar),Cobreiras (Vincios, Gondomar), A Raís(Vincios, Gondomar) e Os Santos(Valadares, Vigo).

Se han analizado los rasgos morfo-estructurales endo y exokársticos en ochosistemas de cavidades de bloques fragmen-tados y cuevas estructurales que se locali-zaron en el afloramiento Vigo-Tui y enparticular en el sistema de O Folón conuna estructura mucho más compleja y des-arrollada. Este análisis ha permitido deter-minar un conjunto de rasgos comunes quecaracterizan a los sistemas de bloques yque se entiende constituyen la base parainterpretar su génesis y evolución. Los ras-gos morfológicos y estructurales que sehan evaluado en estos sistemas son:

a. Las direcciones principales de fractu-ra, sus buzamientos y las alineaciones debloques. Los planos de pseudo-estratifica-ción y foliación de la roca.

b. Las direcciones de apertura defisuras debidas al asentamiento de blo-ques sin remoción asociada y las direc-ciones predominantes en otras galeríasde pared continua.

c. Los encajamientos fluviales y sus direc-ciones predominantes. Las formas y huellasde erosión fluviales: marmitas, canales.

d. Los derrumbes y colapsos de blo-ques, los frentes y direcciones de las cola-das formadas en el derrumbe. Se incluyenlas depresiones tipo dolina, así como las

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estructuras originadas por erosión demateriales blandos (pipping and gully erosion(en.); Tunnelerosion (gr.))

e. Los frentes y formas de alteración:Pías (gnamma-hole (en.)), formas llama yfrentes extraplomados (over-sloped and fla-red sloped walls (en.)) y cacheiras (cacholas)(Tafone weathering in Honeycomb Mode (en.)).Formas de alteración degradadas, entre lasque se incluyen formas seta (mushroomrocks, stone trees (en.); Pilzfelsen (gr.)), etc .

f. Las mineralizaciones, los fenómenosde concrecionamento (espeleotemas) y surelación con los aportes de agua primariosy secundarios.

Los resultados obtenidos se han vistoreforzados por las observaciones realizadasen otras cuevas de bloques como Cabo deLobo (Chandebrito, Nigrán), Pozo doDemo (Cabreiroa, Verín) y también enalgunas cuevas laterales (Gorge LateralCaves (en.); Kingenrandhoehlen (gr.)) asocia-das a fracturas (fallas en cizalla) transversa-les al curso fluvial como Eiroa II (A Laxe,Fornelos de Montes).

2. TERMINOLOGIA Y CRITERIO

2.1. Marco de referencia

En el presente documento se utilizantérminos y símbolos que hacen referencia amorfologías típicamente endo y exo-kárs-ticas. La utilización de términos propiosde la morfología kárstica se realizarásiguiendo el criterio de convergencia deformas (ERASO & PULINA, 1994), deforma que el término utilizado para desig-nar la forma reconocible en el no-karst(Nichtkarsthöhlen (gr.)) o pseudo karst se

ajustará al de su forma similar en el karst.La semejanza de formas sin embargo noimplica un mismo proceso genético.

En las mediciones, representación ysimbología se ha aplicado el criterio deFEE (MARTINEZ I RIUS, 1992), con lasconsideraciones establecidas en (CEM,2002). La simbología se ha completadocon la documentación que figura en labase informativa de la UIS (UIS CaveSymbol: The definitive List). La lámina 2incluye un resumen de la simbología topo-gráfica utilizada.

La sucesión de cursos fluviales colga-dos que conforman el curso de A Rega, sehan designado mediante Li. Dónde i=0es el nivel más antiguo. Cualquiera delos encajamientos se designará comoLi/L(i+1) siendo Li su nivel de techo yL(i+1) su nivel de base.

En 1996 el CEM inició un procesode normalización de los resultados obte-nidos en su proyecto de investigación delas cavidades no-kársticas. Esta norma-lización nace como necesidad de homo-genizar los criterios y terminología conla que estaba siendo utilizada por otrosinvestigadores y colaboradores delComité de Pseudokarst de la UIS(Commission for Pseudokarst at the UIS).

La terminología y criterios puedenconsultarse en los documentos (CEM,1999; FILED, 2002; STRIEBEL, 1995;TWIDALE, 1989; VIDAL ROMANÍ,1989). En la tabla 1 se incluye copia deldocumento Resumen del Criterio deClasificación de Cavidades Naturales delNo-karst y Pseudo-karst ClasificadasGenéticamente.



Lámina 2. Simbología utilizada en la topografía espeleológica. Resumen de los símbolos utilizadospara la descripción de los rasgos morfo-estructurales más representativos.


Tabla 1. Resumen del Criterio de Clasificación de Cavidades Naturales del No-karst y Pseudo-karstClasificadas Genéticamente.

2.2. Definiciones

Perfíles de encajamiento similares

Se entiende que dos perfiles de enca-jamiento son similares cuando presentanla misma transversal (sección mediaequivalente) y la misma profundidad deincisión vertical).

Profundidad de incisión

Se entiende por profundidad de inci-sión en el canal del encajamiento Ln/Ln+1,la diferencia de cotas entre el techo Ln y labase del canal Ln+1.

Espelotemas y mineralizaciones orgánicas

Estos fenómenos de concrecionamientoson procesos ligado al ciclo de pérdida yaportación de materia orgánica (compues-tos carbonatados) al suelo. Cada etapa deeste ciclo depende de factores externos queen mayor o menor grado van a repercutiren el tipo de concrecionamiento. La velo-cidad de aportes depende de la ventilaciónde la cavidad, temperatura, tipo de vege-tación y de la alternancia y duración de losciclos de humectación desecación de losdepósitos. La principal pérdida de materiaorgánica del suelo se realiza por transfor-mación en anhídrido carbónico (CO2)tanto por difusión directa en la atmósferacomo por lavado en forma de ácido carbó-nico o bicarbonato.

En los suelos ácidos y en función de laacidez, la materia húmica del suelo se frac-ciona, formando un compuesto orgánicosoluble que, por acción de las lluvias, eslavado desde la capa superficial. Este com-puesto, caracterizado, frente a otras frac-

ciones de la materia húmica, por su solu-bilidad tanto en álcali como en ácido, es elque da origen al fenómeno de concreciona-miento orgánico.

El ácido fúlvico no es un compuestoquímico puro. Su composición es variabley depende de algunas condiciones de frac-cionamiento de la materia húmica, entreellas el pH. Una de las propiedades de lasfracciones del humus (en general ácidoshúmicos) es su capacidad para retenercationes metálicos bivalentes como el cinc,calcio, manganeso, hierro ferroso, cobalto,níquel y cobre y trivalentes como el hierroférrico y aluminio, formando complejosorgánicos con estabilidad similar a la deun quelato. La coloración de las formacio-nes dependerá tanto de la pureza del preci-pitado como de la proporción existenteentre los diversos cationes metálicos.

El análisis cualitativo de muestras deespelotemas del tipo denominado CoralRoxo en este trabajo, indican la ausencia decarbonatos, nitratos y fosfatos (determina-ción negativa de aniones). Se han identifica-do cationes Fe+2/Fe+3 (alto) y Al+3 (bajo).

El agregado orgánico presente en lasformaciones es amorfo y de fractura terro-sa. Los concrecionamientos presentan enalgunas cavidades alternancia de capasorgánicas e inorgánicas. Los niveles inor-gánicos son agregados de silicatos alumí-nicos hidratados (alofanos). Estructurassimilares, en las que se combinan silicatosde aluminio con fosfatos Al-Fe y sulfato debario han sido descritas por (MELKA yCÍLEK 1982). También la combinación defosfatos Al-Fe con minerales orgánicos ysilicatos alumínicos (evansita-alofano-pigotita) han sido descritas por (URBANI2002) en cavidades venezolanas.


El elemento predominante en las con-creciones de este sistema es el gour mili-métrico (o microgour, micro-rimstone dams),aunque se han localizado conjuntos impor-tantes de formaciones con gours decimétri-cos. Los gours se asocian por superposiciónformando, en función de la pendiente de laroca base, coladas de microgours o conjun-tos de gours superpuestos. El microgourcubre la superficie de todas los demás tiposde formaciones: estalactitas, estalagmitas,columnas, colgaduras, órgano (llamado así

por similitud con los tubos de órganoscatedralíceos) y bandas (fotografía 1).

Espeleotemas inorgánicos de sílice

El estudio de la composición minera-lógica de estas concreciones se realizósobre muestras de estalactitas ramificadasfractaloidemente, tomadas en el Paso dasOias en el sistema de O Folón. Se hanaplicado técnicas de difracción de RayosX sobre las muestras pulverizadas. Losminerales identificados en la muestra sonla sílice y la moscovita.


Fotografia 1. Espeleotemas orgánicospróximos a la Sala da Burbulla en lasproximidades del encajonamiento LL3/L4 que canaliza el curso actualhasta la cascada. Los espeleotemas seencuentran en un aporte secundariode agua. Presentan la superficie “ero-sionada” debido a las crecidas queinundan la sala durante el invierno(zona sifonable).

3. CARACTERIZACION DE LOS SISTE-MAS DE BLOQUES FRAGMENTADOS

Los sistemas de bloques fragmentadosdel afloramiento granítico Vigo - Tui , secaracterizan por los siguintes rasgos:

a. Los sistemas se han generado comoconsecuencia del encajamiento fluvial deun curso de agua. Este curso de agua lodenominaremos curso primogenético oprimogénico, con el sentido de primeragente espeleogenético.

b. En los casos estudiados, el curso deagua atraviesa un escalonamiento de blo-ques definidos por discontinuidades (frac-turas, fallas, diaclasas) del esquema meso-zoico (IGME 1981a y b).

c. En algunos sistemas el encajamientofluvial primario estaría favorecido local-mente por la presencia de una falla dedirección coincidente con el esquema tar-dihercínico (IGME 1981 a y b). En estoscasos el curso puede presentar un encaja-miento policíclico que se adapta a lasdirecciones de la red de fracturas.(IGME1981a y b). Estos sistemas de bloquesfragmentados y erosionados constituyen elgrupo de los sistemas estructurales. Enalgunos sistemas como O Folón y ACunchosa el curso fluvial llega a encajarse afavor de las fracturas que originaron el esca-lonamiento de bloques que promovió elcomportamiento torrencial del curso inicial.

d. Cuando no exista fracturación alte-ración según la fracturación que facilite elencajamiento fluvial, el curso de aguamantiene una circulación predominante-mente superficial, con algunos tramossubterráneos situados a escasa profundi-dad. Los sistemas de cavidades se originanpor la combinación de los derrumbes de

bloques centrales y laterales provocadospor la erosión remontante y lateral en pla-nos de fracturación subverticales y subho-rizontales, la alteración de la roca y el lava-do y remoción de los materiales disgrega-dos. En alguno de los casos, el derrumbelateral se produce a favor de los planos defoliación por deslizamiento de la estructu-ra de lajas hacia el valle. Las estructurasresiduales laterales y centrales, en conjun-to, constituyen los sistemas de bloquesfragmentados y movilizados.

e. Se han observado cuevas laterales(Gorge Lateral Caves (en.); Kingenrand-hoeh-len (gr.)) originadas a favor de fracturastransversales al curso fluvial. En algunoscasos las discontinuidades asociadas a estascuevas pueden originar canales lateralesque actúan como captadores del agua deescorrentía superficial o proveniente deotros aportes secundarios. En el caso deque produzca esta captación, la fisura ocueva lateral puede iniciar también su pro-pia evolución como consecuencia de lacombinación de la acción erosiva del apor-te secundario y de la alteración de la roca.Aparecen así pequeños subsistemas de blo-ques (sean clasificables como estructuraleso no). Conviene destacar que la acción ero-siva del curso inicial alterará el nivel debase del aporte secundario canalizado en lafractura, por lo que este curso transversalse mantendrá en evolución continua.Ejemplos de la captación de un aportesecundario en una fractura subverticallateral, se encuentran en el sistema deCobreiras y en A Chousa. De este últimose conserva mayoritariamente el subsiste-ma lateral. Ejemplos de captación de unaporte secundario en una fractura de planosubhorizontal pueden observarse en APorteliña y en O Folón.


f. La presencia de una estructura delajas, el deslizamiento de bloques en laladera provoca una acumulación de blo-ques y cavidades con galerías de progre-sión paralela al frente de deslizamiento yavance ascendente paralelo a la ladera,mientras que las cavidades asociadas a laacumulación de bloques centrales, mantie-nen una progresión escalonada y condicio-nada a la estructura del curso de aguas y elasentamiento de los bloques residuales.

g. Exceptuando el sistema de O Folón(sistema estructural), los sistemas de blo-ques fragmentados no conservan formas deerosión fluvial importantes. Existen sinembargo depósitos de cantos rodadosgeneralmente de escasa potencia en OFolón, Cobreiras y A Cunchosa.

h. Se han localizado formas menores encasi todos los sistemas estructurales.Generalmente son estructuras simples deoquedad única subhorizontal, formasllama o frentes extraplomados. Solamentese han localizado estructuras tafone com-plejas (cacholas) en el sistema de A Chousay O Folón. Destacar la localización de unbloque en forma de seta (mushroom rocks,stone trees (en.); Pilzfelsen (gr.), términosrecogidos en el sistema de Cobreiras.

i. Los sistemas estructurales y de blo-ques fragmentados presentan por lo gene-ral dos zonas diferenciadas: Una zona aso-ciada al curso fluvial dónde predominanlos efectos de la erosión sobre la alteraciónde la roca y una segunda dónde la cavidadevoluciona básicamente por alteracióndegradando incluso las superficies y for-mas de erosión. Hay sistemas como AChousa y A Raís, dónde el curso fluvial,por encajamiento y desplazamiento, haabandonado completamente la circulación

subterránea. También se ha observado queen muchos sistemas, incluso estructurales,los efectos de la alteración de la roca hanborrado las huellas de erosión incluso enlas proximidades de los canales de circula-ción actuales.

j. Todos los sistemas estudiados sonposteriores a la formación de la roca en laque se emplazan y a la definición de losesquemas de fracturación que siguen.

4. EL SISTEMA DE O FOLÓN

4.1. Consideraciones generales

El sistema de O Folón es una cavidadestructural asociada a una fractura con des-plazamiento cuyo plano de falla se adaptaa la dirección N170ºE coincidente con lasdirecciones de los desgarres tardihercíni-cos en el área. La cavidad se ha desarrolla-do en granito de feldespato alcalino conintrusiones de leucogranitos y granitosmoscovíticos (IGME, 1982b).

Este sistema canaliza el río de A Regaa su paso por la población de Fragoselo,Coruxo, Vigo. Este río a su paso por elencañonamiento de O Folón presenta unaestructura de curso policíclico con despla-zamientos y encajamientos sucesivos delcurso de aguas, lo que permite observartramos de curso abandonado, colgados endiversas cotas a lo largo del sistema.

Los desplazamientos y encajamientosse producen a favor de fracturas subverti-cales. Internamente el sistema progresasiguiendo la intersección de fracturas dedirecciones aproximadas N30ºE (conbuzamiento 70º - N60ºW), N60ºE,N60ºW y N160ºE. Los cambios de direc-ción y de sección importantes están rela-


cionados con la intersección de disconti-nuidades adaptadas a estas direcciones. Seha observado una foliación subvertical enel curso inferior del sistema en la zona dePozos Xemelgos. La estructura de la cavidaden esta zona parece adaptarse a estos planos.

La topografía actual permite estimarun trazado lineal del sistema de aproxima-damente 169 m, con un desnivel totalentre la zona de absorción y la cota míni-ma de 30 m. Hasta la fecha se han topo-grafiado un total de 425 m de galerías.Destacar la presencia de varias zonas sifo-nantes de alto riesgo, vinculadas principal-mente al encajamiento L3/L4.

Con el objeto de determinar la evolu-ción de la estructura del sistema, se hanestudiado las relaciones entre los tramosde curso colgados a lo largo del encaja-miento subterráneo y superficial del Ríoda Rega, entre el lugar de Muiño do TíoLourenzo y el puente de Fragoselo.

La evaluación de los perfiles transversa-les del valle y cañón fluvial, así como lacorrelación entre estructuras similaressituadas en cotas relativamente próximas alo largo del cañón permiten determinar lasucesión de perfiles longitudinales seguidapor este curso fluvial. Además, el análisisde los perfiles transversales del valle y susencajamientos aguas arriba del sistema decavidades permite determinar perfiles parael curso inicial previo a la formación de laestructura subterránea.

La evaluación conjunta de los perfileslongitudinales de este curso primogenéti-co y de las estructuras subterráneas ysuperficiales residuales que delimitan loscursos desplazados y colgados, han permi-tido establecer una sucesión de perfileslongitudinales que se corresponderían con

las distintas etapas del modelado endo-kárstico. Los modelados endo y exokársti-cos serían singenéticos al desplazamiento yencajamiento del curso fluvial.

La correlación entre los tramos colga-dos del curso policíclico se ha establecidoen base a la profundidad de la incisión delcanal en cada etapa de encajamiento y a lasimilitud de perfiles transversales. Los dia-gramas de correlación entre las potenciasde incisión se han incluido en la lámina 3y se resumen en la tabla 2.

Tomando como base la cartografíageneral del sistema se ha elaborado unatopografía en planta y alzado detallandolos rasgos morfo-estructurales observados(láminas 3 y 4), así como la secuencia deperfiles de encajamiento. Esta secuencia seha basado en el principio de superposición.

Se han señalizado los siguientes rasgos:a. Curso de aguas y encajamientos fluviales

reconocibles: Sobre la cartografía general dela planta se han señalizado los límites delos encajamientos fluviales reconocibles.Combinando la topografía de planta/alza-do general del sistema se han determinadolas cotas y relaciones aproximadas entre loslímites de los encajamientos. Se han esti-mado también las curvas de nivel calcula-das para las zonas de cavidad con cursodifuso (bien en la actualidad, bien durantealguna de las etapas anteriores). Sobre latopografía final se han situado las formasde erosión principales, así como el curso deagua actual. Los límites de las galerías delsistema se han marcado con dos grosoresdiferentes para discriminar los límitesdifusos de las galerías (fino), de los labioscontinuos (grueso).

b. Perfiles longitudinales del curso deaguas: Sobre la cartografía general del alza-



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do se han superpuesto los perfiles longitu-dinales del río da Rega en su paso por OFolón, correspondientes a los ciclos sucesi-vos de erosión y encajamiento. Los escalo-nes de cada perfil se han establecido enbase a los límites determinados sobre latopografía para cada uno de los encaja-mientos fluviales.

c. Rasgos geomorfológicos internos:Detalle de las fracturas principales sobrela cartografía general en planta. Se indi-can las direcciones de fractura principa-les, secundarias y supuestas en cada zona,los buzamientos observados, las formasde erosión actuales o degeneradas, losaportes secundarios de agua y las zonas deconcrecionamiento.

d. Rasgos geomorfológicos externos y curso deaguas: Se indican la situación del curso deaguas superficial y subterráneo, los límitesestimados para los hundimientos observa-dos externamente (los límites de los hun-dimientos tipo dolina han sido cartogra-fiados externamente).

4.2. Descripción del sistema

En el presente capítulo se realiza undescenso del curso fluvial actual del sis-tema de O Folón (L4) describiendo y des-tacando los rasgos morfológicos y estruc-turales, así como otros rasgos del mode-lado endokárstico.

4.2.1. Zona de absorción (absorptionarea): ZA

La Zona de Absorción es el área panta-nosa dónde el río da Rega es canalizado alinterior del sistema. Esta zona está forma-da, en su techo por limos arenosos y alu-viones cuaternarios. Los niveles visibles dela base del depósito están formados porbloques graníticos de tamaño variable

Se han localizado puntos concretos deabsorción de aguas, originando estructu-ras sedimentarias en los limos y depósitosorgánicos, con morfologías típicas decavidades en materiales blandos (piping y


Tabla 2. Correlación entre las potencias de incisión y los tramos colgados del curso policíclico de ARega en el sistema de O Folón.


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gully erosion (en.); tunnelerosion (gr.)). En latopografía se han indicado los puntos con-cretos de absorción identificados entre1992 y 2002.

A pesar de la existencia de estos "pun-tos concretos de absorción", la estructurade bloques de la zona origina una absor-ción difusa en la zona del pantano.

4.2.2. Pozo da Rá: PR

Este pozo permite alcanzar el curso deaguas subterráneo en las proximidades dela Zona de Absorción. La boca del pozoconstituye la cota cero del sistema y selocaliza en el margen derecho del río entrelos bloques que formaron el lecho (superfi-cial) de un canal de circulación del río enla superficie.

Este canal, originado en las primerasfases del encajamiento L0/L1, actúa de ali-viadero para el pantano, cuando la absor-ción no es capaz de drenar suficiente cau-dal del río. Este canal tiene varios pozos dedrenaje intermedio que canalizan las aguasdirectamente hacia Cova Grande.

El pozo desciende hasta un primernivel situado a -3.5 m. Las galerías latera-les permiten alcanzar el curso de aguasdestrepando varios bloques hasta los -8 maproximadamente. Una de las salas delnivel -3.5 converge ascendentemente, conuna pendiente media de 20º, hacia la doli-na y aliviadero situado en las proximida-des del pozo de entrada.

Este pozo actúa también como drenajede la absorción durante las crecidas y aun-que la zona está prácticamente inundadaen invierno, se han localizado depósitos deconcreciones orgánicas en la cota -6 m. Lasmineralizaciones se localizaron en 1994 y

se han revisado en agosto de 2002 sinpoderse apreciar cambios o alteraciones enel conjunto: Los elementos más destaca-bles del conjunto de espeleotemas de Pozoda Rá son de composición orgánica. Losmicrogours superficiales mantienen losrebordes erosionados aunque se reconoce lamorfología original.

El curso de aguas se alcanza a través deun resalte abierto formado entre unos blo-ques y un conjunto de marmitas telescópi-cas o sobreencajadas situadas sobre la rocabase horadada por el río subterráneo.

El conjunto de "pozo-absorción-caos debloques" parece asociado a la intersección defracturas de direcciones N60ºW y N60ºE.

El curso de aguas evoluciona siguiendola dirección aproximada N60ºW. El fondodel curso de aguas es arenoso, sin que sepueda apreciar la roca base salvo en algu-nos resaltes y encajamientos (asimiladossegún las zonas con L2/L4 y L3/L4). Lagalería mantiene un ancho medio de 1 m,si bien llega a estrecharse hasta los 40 cm.En algunos puntos, zonas señaladas comosifonantes en la topografía, la altura de lagalería llega a reducirse hasta los 35 cm.En los laterales se aprecian formas erosivastipo marmitas y marmitas degradadas.

Apenas se aprecian cantos rodados en elcurso actual. El fondo arenoso cubre eltotal del ancho de la galería. El nivel míni-mo de agua en verano mantiene cubiertotodo el ancho de la galería por lo que no seaprecia erosión diferencial en los depósitosarenosos del curso de aguas.

La galería de este tramo del curso subte-rráneo, aparentemente circunvala el macizopor su cara SSW. Se alcanza Cova Grande enla cota -14 m, en una intersección con el ejede dirección aproximada N30ºE.


4.2.3. Cova Grande: CG

Esta cavidad se sitúa en los límites de laDepresión Central (swallowhole area). Laboca de la cavidad abre hacia esta depre-sión. La cota absoluta de la boca es de -5 m.

En la estructura de Cova Grande desta-can los siguientes elementos:

a. La bóveda tiene una altura media de6 metros. Las paredes son continuas ypulidas por la erosión fluvial. La pared Ede la galería presenta restos de marmitasdegeneradas. Estas marmitas se degrada-ron por la erosión remontante que abreCova Grande. Originalmente alcanzaronlos niveles de los pozos de drenaje (collectorshaft) y aliviaderos del canal de circulaciónsuperficial de aguas. Uno de estos alivia-deros es Pozo Bernardiño. En los nivelessuperiores del Pozo se han localizado nive-les de roca muy alterada.

b. La galería que comunica el curso deaguas con la boca exterior mantiene el ejeoriginal N60ºW del curso fluvial desdePozo da Rá. La galería de entrada a CovaGrande está formada por paredes conti-nuas en el lateral izquierdo (sentido ascen-dente) y por bloques "sueltos" en el lateralque da contra la depresión. Las galeríassecundarias que permiten acceder a Niñode Cuco, mantienen aproximadamentetambién la dirección N60ºW y serían blo-ques basculados gravitacionalmente al Nhacia la depresión.

c. Cova Grande termina en la sala lla-mada Niño do Cuco. Esta sala tiene lapared E formada por roca continua. Sepuede escalar hacia Pozo Bernardiñosubiendo sobre los bloques basculados deCova Grande. Uno de los bloques sostieneun depósito formado por lodos húmicos y

abundantes fragmentos de materiales alóc-tonos entre los que se ha identificado cuar-zo y esquistos. El depósito forma una cola-da de unos 2,5 m.

d. Los espeleotemas orgánicos locali-zados en esta cavidad están vinculadossiempre a paredes "continuas", próximosa los aportes de agua y pequeños manan-tiales que afloran en la cavidad asociadosa discontinuidades subhorizontales de laroca. Los concrecionamientos que se for-man son principalmente agregadoshúmicos que dan lugar a coladas demicrogours superpuestos.

e. Cova Grande está constituido bási-camente por el encajamiento L2/L3 (foto-grafía 2). Los bloques que conforman lasgalerías ascendentes hacia la depresiónsolamente presentan superficie erosionadaen las cotas más bajas lo que indicaría queel basculamiento de los bloques hacia ladepresión sería post L2, coincidiendoposiblemente en las últimas fases deltránsito L2/L3.

4.2.4. Depresión Central (swallo-whole area)

En esta zona el curso de aguas es relati-vamente plano. Apenas hay variaciones decota en el curso subterráneo. Los mayoresaccidentes están provocados por pequeñosrepresamientos, sifones y zonas sifonantes.

Externamente está caracterizada por lapresencia de una gran dolina. Los bloquesgraníticos que forman el sistema tienen untamaño medio menor que en otras zonas,lo que indica una mayor compactación dela estructura. La zona E está acotada sub-terráneamente por una pared graníticacontinua. En la zona NW se alzan en el


exterior formas dómicas cuya base hace demuro entre la dolina y el cañón exteriordel río que se abre hacia el N.

Hacia la intersección de Pozo Cabrón,abundan las marmitas. Muchas se encuen-tran en el curso de agua actual, sumergidaspermanentemente, por tanto activas.

La dispersión y compactación de los blo-ques que conforman la depresión no permi-te observar encajamientos modernos o anti-guos Solamente se han apreciado algunasmarmitas degradadas y que se han asimila-do a L3/L4. Se considera que la disgregaciónen bloques de este tramo intermedio seríadebido a la presencia de una zona con unaalta densidad de discontinuidades.

La proyección en planta de las galeríasde la depresión permiten intuir una suce-sión de numerosas discontinuidades para-lelas de eje N60ºE distribuidas asimétrica-mente con distancias medias de 5 m. Lared de fracturación local podría ser la for-mada por los ejes de dirección N160ºE,N60ºE (alineación de bloques en el sifóncentral), N60ºW y N30ºE.

Asociados al endokarst de esta gran doli-na caben destacar los siguientes elementos:

a. Cova de Coral Roxo: Pequeña cavi-dad que destaca por los espeleotemas orgá-nicos (se han medido potencias de concre-cionamiento de más de 120 mm) y por lapresencia de estalactitas inorgánicas (mond-


Fotografia 2. Sala principal de “CovaGrande”, formada por el encajonamien-to L2/L3 – L1/L3. Fotografía tomadadesde el colapso que genera el inicio dela zona sifonable del curso Pozo da Rá –Cova Grande. El colapso se genera porla intersección de discontinuidadesN60ºE-N60ºW-N160ºE El tramo foto-grafiado progresa en N30ºE-Nº160ºE.

milch tipo A Porteliña, formado por mine-rales arcillosos: alofano). Desatacan tam-bién los conjuntos de "huevos húmicos",formas de erosión similares a las conocidascomo clay balls. Algunas de las galeríasascendentes y chimeneas de esta cavidadterminan en depósitos húmicos que colma-tan total o parcialmente los pasos.

b. Cova da Cascada (fotografía 3): Estacavidad comunica con el curso de aguas entres puntos del sistema: Burbulla, PozoCabrón y Xebas (Mirador da Cascada). Lacavidad es un caos de bloques asociado a laintersección de dos fracturas de direccio-nes N160ºE y N30ºE. Ambas fracturashan canalizado el curso de aguas provocan-

do dos saltos de agua importantes, condirecciones diferentes. Destaca el recorridode Pozo Cabrón, pozo que se inicia en lacota -12 m y que comunica la depresióncon el curso de aguas de Xebas a -23 m,tras descender primero una cavidad lateralformada a favor de N160ºE y a continua-ción una cascada encajonada (encajamien-tos L3/L4) de unos 5 m de altura, formadaa favor de N30ºE. La boca de este pozoenlaza con la parte superior de la cascada através de dos resaltes encadenados de 2 y4,7 m respectivamente.

c. Las huellas de actividades antrópicastrogloditas desde el IVº milenio AC (sien-do cautos) hasta nuestros días. La localiza-


Fotografia 3. Topografiando el paso de enlace Cova da Cascada – Pozo Cabrón. La galería progresaentre los bloques residuales situados sobre L2/L3-L21/L3 y que asientan sobre el plano subhori-zontal que ha generado L21.

ción de algunos materiales arqueológicos"bien colocados" en algunas galerías prác-ticamente inaccesibles de la depresiónsería un indicativo de que el colapso delsistema que originó la dolina central seproduciría en una época relativamentemoderna. No se descarta que la evolucióndel sistema, además de depender de facto-res exógenos, estuviese relacionada confactores tectónicos (factores endógenos)relativamente modernos y que hubiesenafectado en mayor o menor grado a la redde fracturas o al asentamiento de grandesbloques. Son conocidos, por ejemplo, en lazona terremotos importantes en los años450, 1279, 1355, 1366, 1725 (AVILA &LA CUEVA 1956). Existen algunas leyen-das locales sobre el derrumbe estruendosode un "outeiro" (Os Penedos da Moura,Fragoselo) próximo al sistema de O Folón.Los materiales arqueológicos de O Folónse han localizado dispersos y "colgados" enlas galerías y pozos a distintas alturas.

d. El estancamiento de las aguas y ladifusión del curso en la Burbulla y galerí-as convergentes es debido a la presencia deun cuello de botella formada a favor de ladiscontinuidad de dirección N160ºE queorigina el Pozo Cabrón. Esta fractura cana-liza el río desde la sala Burbulla hasta laparte superior de la cascada, entre paredescontinuas formadas principalmente por elencajamiento L2/L3 que conforma la basedel Laberinto de Xan Xebas y por la basede las formas dómicas exteriores (para-mentos de L0) hacia el W.

e. Los espeleotemas orgánicos seencuentran vinculados principalmente aparedes "continuas" (no se originan grandesconcrecionamientos sobre bloques sueltos)sobre las que circula o cae agua. Algunos

de los aportes son pequeños manantialesque afloran en la cavidad asociados a dis-continuidades predominantemente subho-rizontales. Estos agregados dan lugar acoladas de microgours superpuestas, a for-mas colgantes degradadas tipo "medusa" y"tubos de órganos". Destacar la localizaciónde materiales arqueológicos afectados porlos concrecionamientos.

4.2.5. Xan Xebas: XX

Se llega a esta cavidad tras descender lacascada desde Pozo Cabrón.

La parte inferior de la cascada, laBañera, tiene un ancho medio de 3 m. Elfrente de la cascada es una pared graníticade unos 60º de pendiente y una boca demás de 1,5 m de ancho, con diferentes"ventanas", situadas en una misma cota yformadas a favor de una discontinuidad deplano horizontal. Esta estructura se justifi-caría por la circulación de un curso a modode tubo de presión, siguiendo esa disconti-nuidad subhorizontal. La reducción delcaudal de agua provocaría una recanaliza-ción y concentración del curso en sus cotaslocales más bajas y que por lo general coin-cidirían con las zonas de fracturación máserosionadas. El encajamiento es conse-cuencia de una erosión remontantesiguiendo el plano subvertical de la fractu-ra base que origina X.Xebas. Este encaja-miento buza unos 70º - N60ºW (estima-ción sobre fotografía).

La cota de la Bañera de la Cascada es de-23 m. La salida de la Bañera se hace, anivel de curso de aguas, a través del llama-do Paso das Oias (fotografía 4). El río atra-viesa un pequeño colapso de la cavidad yvuelve a ser visible en la zona de El


Pasamanos. El río desaparece en una zonasifonada en la cota -25m, encajonándoseposiblemente a favor de N30ºE.

La pared NNW de esta galería es con-tinua en toda su altura hasta la superficie.Se supone incluso que forma base de algu-no de las paredes exteriores del cañón exte-rior, incluyendo niveles de L0 y anteriores.La pared E se fragmenta en bloques pro-gresivamente desde la cascada (Cova daCascada) hasta el Arenal. En esta pared sehan localizado marmitas en cotas de hasta5 m sobre el curso de agua actual y que sesituarían sobre los niveles L1 y L2 coinci-diendo en cota sobre el plano de la discon-tinuidad subhoriontal que determina elnivel de base de Pozo Cabrón y laDepresión Central. La desmembración enbloques de esta pared se observa en el des-lizamiento a favor de N30ºE (?) de los blo-ques que forman las marmitas siguiendo

discontinuidades subhorizontales conbuzamiento al N.

Existe una galería situada a una altu-ra de unos 4 m sobre el Paso das Oias,formada por bloques graníticos colgados.En esta galería se aprecian también mar-mitas degradadas.

Se han localizado conjuntos de concre-cionamientos orgánicos importantes en losbloques continuos de Xan Xebas, en lapared E del Arenal, zona en la que se pro-duce la intersección de las dos direccionesde fractura que Xebas de Xemelgos.Nuevamente los concrecionamientos seapoyan sobre paredes continuas como con-secuencia de aportes de agua que surgensegún discontinuidades subhorizontales.También se han localizado pequeños con-crecionamientos asociados a discontinui-dades en las paredes de la Bañera en cotassuperiores a los 2 m.


Fotografia 4. “Paso das Oias”: Marmitas en L3/L4 , en el curso fluvial actual de X.Xebas. El cursoprogresa en N30ºE.

Existen algunas cavidades intermediascon boca próxima a Xelmelgos que con-vergen a Xan Xebas en esta misma cota.Uno de los ejemplos más interesantes esPozo Morto, cavidad que progresa en unafractura de plano principal N160ºE conpared al E continua. Esta pared marca elotro límite del cañón exterior.

El fondo de la Bañera está formado porarena de grano medio. El resto del cursode agua tiene un fondo recubierto pordetríticos gruesos abundando los cantosrodados de granito.

Destaca el depósito detrítico delArenal cuyas dimensiones varían concadencia anual,( en función de las creci-das). La arena se encuentra retenida por losbloques colapsados en la salida del río sub-terráneo hacia Xemelgos. Existen en estasala varios aliviaderos parcialmente colma-tados. En épocas de avenidas continuas eldepósito puede llegar a ser removido total-mente por lavado y arrastre.

En los niveles superiores de XanXebas hay varias galerías y cavidadescomo son Laberinto I, Laberinto II y ElErmitaño que no han sido topografiadashasta la fecha. El Laberinto II desciendedesde la superficie hasta el Paso das Oias,siguiendo el caos de bloques y lajas acu-mulado en la fractura N30ºE vertical conbuzamiento 70º - N60ºW. La galería estáformada por la pared W del cañón y losbloques disgregados de Xan Xebas. Lacavidad del Ermitaño presenta forma tipotafone. En su interior se aprecian direc-ciones de fractura en los bloques coinci-dentes con las observadas en PozoCabrón. Esta pequeña cavidad se sitúaaproximadamente por encima del techode la sala de la cascada.

La boca de Xan.Xebas se alcanza ascen-diendo varios resaltes encadenados situa-dos por encima del Arenal. El primerresalte de 3 m nos lleva al nivel delPasamanos (fotografía 5), techo local delencajamiento L2/L3. El segundo resalte, secorrespondería con los límites del encaja-miento L1/L2, tiene una altura desde elarenal de 5 metros (fotografía 6).

Aproximadamente en la cota -16 mpodemos acceder al Laberinto I, estructurade bloques construida sobre L1. Es un áreaformada por un caos de bloques muy com-pacto, en el que también se pueden apre-ciar varias direcciones de fracturación delsistema, predominando N60ºE y N160ºE.La boca exterior se alcanza ascendiendo unresalte de 3,6 metros y nos sitúa aproxi-madamente en la cota -13 m del sistema.

Destacar finalmente la presencia deconcrecionamientos inorgánicos, similaresa los espeleotemas de sílice-moscovitalocalizados en el sistema de A Porteliña.

4.2.6. Xemelgos: PX

Al N de la boca de X.Xebas se encuen-tra un resalte exterior formado por variaslajas y bloques graníticos. En su base seabre una pequeña gatera de unos 4 m delongitud y que avanza en direcciónN60ºE. La galería termina en un bloquecolgado que tapona los llamados PozosXemelgos, dos pozos paralelos situados enuna zona de fracturación de ejes N160ºE(el eje principal del curso de aguas en estazona )y N60ºE. En la pared W del cañónse aprecia una foliación subvertical conbuzamiento variable en todo el ancho delcañón, pero que en esta zona de pared con-tinua se aproximaría a los 70º - N60ºW.


La boca del pozo se sitúa en la cota -20 m. El curso de agua se alcanza en lacota -27 m.

El curso de aguas se unifica pero luegose dispersa al entrar en Xemelgos lo quese justifica por el aplanamiento del suelode la cavidad. El curso de agua se encajalevemente en el salón principal. En suslaterales se pueden ver pequeñas marmi-tas telescópicas o sobreencajadas y depósi-tos de cantos rodados. Se aprecian alinea-ciones de bloques al E. El curso de aguasse sifona en la cota -30 m aproximada-mente. En 1994 se alcanzó el exterior pró-ximo a la surgencia siguiendo esta zonanormalmente sifonada.

En los pozos se han observado ejempla-res de Salamandrita Rabilarga (Chioglosalusitanica), viviendo en los concreciona-mientos orgánicos que se forman sobrelas paredes del pozo. Existen varios depó-sitos detríticos formados mayoritaria-mente por arena y limos, en los queabunda la mica moscovita. Estos depósi-tos forman pequeños bancos laterales encotas de hasta 2 metros sobre el cursofluvial. Se aprecian varios aportes deagua en el lateral E del cañón. La zonaexterior de Xemelgos no ha sido topo-grafiada, por lo que no aparece reflejadoen la cartografía.


Fotografia 5. “El Pasamanos”:Pasamanos sobre L2/L3 próximo alsifón L3/L4 del Arenal de X.Xebas.El borde de L2 presenta varias for-mas de erosión centimétricas. Loslímites de L2/L3 y L3/L4 avanzansiguiendo el eje principal de N30ºE,mientras que L1/L2 avanza a favor deN60ºE-N160ºE.

Destacar una pendiente ascendente(opuesta al curso actual descendente) enla que abundan las marmitas telescópicaso sobreencajadas.

4.3. Descipción del curso policíclico

de A Rega

La evolución del sistema está rela-cionada con la circulación de un cursode agua superficial, un curso de aguasprimogénetico, que iniciaría la erosiónremontante y diferencial a favor delplano de buzamiento de las fracturasprincipales.

4.3.1. Encajamiento inicial delcurso L0

El encajamiento del curso L0 constitui-ría la primera etapa de modelado endo-kárstico. La incisión que forma el canalcon fondo en L1 entre la meseta aluvial enla zona de absorción y los niveles superio-res de Cova Grande (Pozo Bernardiño)indica una circulación de un curso cadavez más concentrado.

Puede observarse el encajamiento deL0 en ambos labios del cañón remon-tando el curso fluvial a lo largo de la delos depósitos aluviales de la zona deabsorción.


Fotografia 6. Descenso desde L1 haciaL2 (proximidades de “El Pasamanos” ) óL3 en el Arenal de X. Xebas. Los blo-ques caídos de L1/L2 han apoyado en labase de L0 en un cambio de direcciónN30ºE – N60ºW.

4.3.2. Encajamientos fluviales enPozo da Rá - Cova Grande (PR-CG)

Este encajamiento se originaría porerosión diferencial del fondo del curso L1 afavor de fracturas con plano de buzamien-to subvertical. La zona "amesetada" situa-da por encima de Cova Grande formaríaparte del fondo de este curso fluvial.

El encajamiento que forma CovaGrande, coincide en cota (aproximada-mente) con el encajamiento terminal delcurso de aguas de Pozo da Rá formado porvarias marmitas degradadas.

El techo de este encajamiento se hadenominado L2. Esta incisión en canal pre-senta un encajamiento difuso entre Pozoda Rá y Cova Grande y sería consecuenciadel colapso por disgregación de la mesetaresidual L1/L2, debido a una fuerte erosión(remontante) a favor de la red de diaclasa-do. Esto indicaría una etapa de circulaciónfluvial de alto poder erosivo que podríaocupar o invadir parte del antiguo cursoL1 con posterioridad a la formación de suencajamiento en Cova Grande. La existen-cia de un salto de agua en retroceso duran-te una etapa pluvio-torrencial justificaríaesta estructura.

Entre 1992 y 2002, se han observadonumerosas invasiones de niveles antiguosdurante crecidas del curso da Rega. Enestas invasiones el curso L4 llega a circu-lar hasta en el nivel L1. Estas invasionesaperiódicas justifican la ausencia deestructuras sedimentarias estables. Losúnicos depósitos sedimentarios son alu-viales recientes.

Este encajamiento, a medida que retro-cede, destruye los techos del curso L1 y L2formando el caos del actual canal de alivio

exterior. Solamente en etapas de grandesavenidas, existiría curso activo a lo largode este aliviadero.

En el curso intermedio se observandos encajamientos sucesivos con bases enL3 y L4, de poca potencia y que se han asi-milado a las etapas más modernas delcurso actual.

4.3.3. Encajamientos Cascada - XanXebas (CC-XX)

Este encajamiento genera la mesetaDepresión - Laberinto II de Xan Xebas afavor posiblemente de una discontinuidadde plano subhorizontal dejando colgadosalgunas marmitas degradadas y niveles dedepósitos detríticos. Estas huellas fluvialesindicarían que la roca base de esta zonaamesetada formó parte de un curso establedurante L1/L2 previa a la incisión del canalque generó L3. La discontinuidad subhori-zontal se observa en Pozo Cabrón, Miradorde la Cascada y mirador de Xan Xebas.

El encajamiento principal está provo-cado por la erosión diferencial en el fondodel curso de aguas L2 a favor del plano debuzamiento de N30ºE, fractura principalde Xan Xebas.

Se observa que la zona de la Bañera, enla actual cascada, se ha ensanchado con res-pecto al canal originado durante el encaja-miento a lo largo de Xan Xebas hacia elnivel de L3. Este ensanchamiento justifica-ría una circulación estable de un curso L21que formaría una cascada bordeando laBañera desde Pozo Cabrón hasta elMirador de la Cascada. Este nivel se situa-ría entre L2 y L3.

El ensanchamiento podría estar pro-vocado además por la socavación basal


del frente de la cascada en L21, L3 y L4,con el consiguiente desplome y remo-ción de bloques.

En el Mirador de Xan Xebas haypequeñas formas de erosión en los bloquesque cuelgan frente a la Cascada. Estashuellas de erosión indicarían que los blo-ques que conforman el nivel intermediode Xan Xebas se corresponden a un colap-so de la estructura a favor del canal fluvialen el tránsito de L2 a L3. Por otro lado, laausencia de huellas de erosión en los res-tantes bloques de este relleno indicaríaque el derrumbe se ha producido cuandoya existía una circulación próxima altecho de L3. Este colapso se generaría bienprevia circulación de L21 o bien coinci-diendo con L21.

De esta forma L21 sería un cursotemporalmente estable posiblementeasociado a la retracción del curso L2/L3sobre la meseta L2 de Xan Xebas y quese abandonaría definitivamente al enca-jarse el curso en la intersección de lasdos discontinuidades que intersecan enPozo Cabrón.

En una última etapa, una vez que elcurso de agua abandona definitivamen-te la zona amesetada de L2/L3 y L21, laerosión remontante de la cascada a favordel plano de buzamiento de N30ºE dalugar a un nuevo encajamiento asimila-ble al curso L4.

El encajamiento L1/L2 se puede obser-var también en las proximidades delArenal de Xan Xebas. Este segundo enca-jamiento sería consecuencia de la intersec-ción de dos fracturas con buzamiento dife-rente en las proximidades del Pasamanos.El curso de agua actual se encajona a favorde la fractura principal N30ºE.

4.3.4. Encajamientos en PozosXemelgos (PX)

El encajamiento L1/L2 se ha deducido apartir de la dirección de incisión observa-do en Xan Xebas. Su límite se ha estable-cido tomando como referencia la alinea-ción de bloques situados al E del salónprincipal y que forman los niveles superio-res del Laberinto de Xemelgos.

Se aprecia un segundo encajamientoque deja colgadas varias marmitas y depó-sitos de cantos rodados. Este segundoencajamiento se ha asimilado a los nivelesL3/L4 descritos anteriormente.

4.3.5. Sedimentación Cuaternaria

Los depósitos Cuaternarios identifica-dos son estructuras aluviales modernas(QAL). La formación principal se habríadesarrollado sobre L1 en la zona de absor-ción (ZA) del sistema.

El curso de A Rega presenta un encaja-miento superficial, a favor de ejes N60ºE yN120ºE, con una absorción variable ydifusa, lo que indicaría que existió unacanalización o encajamiento del curso L1 alo largo del pantano actual.

El nivel QAL ha variado considerable-mente en los últimos 10 años, sobre todoen las proximidades de la absorción difusadel curso de aguas. Se ha definido un nivelL5 para designar las incisiones en canal delos depósitos modernos.

La potencia aluvial es escasa no supe-rando en el encajamiento actual los 90 cm.

4.4. Conclusiones

El nivel de base de los distintos perfi-les (L1 , L2 , L3 y L4) del Río da Rega a su


paso por O Folón, se aproximarían al nivelde base de la surgencia actual, lo que indi-caría que el sistema se ha originado comoconsecuencia de la erosión remontante aso-ciada a los cambios en el nivel de basedesde el principio del Cenozoico (VIDALROMANÍ, 2002).

La evaluación del curso L0 sobre lacartografía elaborada indicaría que estesalto se formaría a favor de escalonamien-tos asociados a fracturas de direcciónN30ºE con buzamiento normal en 70º -N60ºE. La evolución policíclica del cursoda Rega asociada al esquema de fractura-ción local, ha llagado a encajar el curso deaguas a favor del esquema más antiguo(IGME, 1918a y b).

Estos encajamientos se producirían enperíodos de erosión fluvial intensa,durante los que se vería favorecida la inci-sión de los canales de agua. Estos perío-dos serían asimilables con fases climáticasinter- o post-glaciares.

Puesto que el encajamiento fluvial seproduce también a favor del esquema defracturación tardihercínico asociado a ladescompresión Neógena-Cuaternaria,(VIDAL ROMANÍ, 2002) hay que con-siderar que el modelado endokárstico deO Folón sería de edad cuaternaria o fini-terciaria.

5. EL LUGAR ARQUEOLÓGICO DE

O FOLÓN

5.1. Antecedentes

En (CEM, 1997; COSTAS GOBERNAet al. 1998) se realizaba un análisis sobrelos lugares arqueológicos de O Folón y APorteliña, planteando una primera hipóte-

sis sobre el uso o habitación de estos luga-res. Básicamente, O Folón sería un lugarde habitación en el que los materiales deuso fueron introducidos y colocados en elinterior del sistema, mientras que APorteliña sería un lugar de culto en el quelos materiales fueron posiblemente arroja-dos al interior.

Otros autores (CARBALLO ARCEO etal., 1998) descartan que se trate de unasentamiento o refugio temporal basándo-se en las condiciones físicas de inhabitibi-lidad (espacio exiguo, condicionesambientales incomodas) y presuponen queel yacimiento está relacionado con unlugar de culto vinculado con el agua.(HIDALGO CUÑARRO et al., 1997)indica, en contra de esa conjetura quevarias de las cerámicas encuadrables en lasegunda mitad del IIº AC podrían ser reci-pientes de almacenaje.

Los materiales arqueológicos de O Folón(ver lámina 5) se localizaron en la superficiede algunas galerías del sistema, colgados entechos o pozos, e incluso "colocados" enalgunas salas (CEM, 1998). Depósitos reali-zados en el Museo "Quiñones de León",Vigo, números de registros 2.121 (02-10-1996), 2.122 (30-12-1996) (CEM, 1997),2.150 (30-03-1998).

5.2. Caracterización de los yaci-mientos del endokarst de O Folón

El estudio del curso policíclico y de lasmorfologías endokásticas, conjuntamentecon la investigación realizada por el CEM(CEM, 1997; CEM, 1998; COSTASGOBERNA et al., 1998), permiten esta-blecer una primera caracterización arqueo-gráfica de este sistema granítico:



Lámina 5. Materiales arqueológicos de O Folón. Muestra de los materiales localizados en superficieen el interior de este sistema.

a. La utilización o habitación del siste-ma de cavidades se circunscribe principal-mente a las zonas asociadas con el cursodifuso central y con la meseta residualtecho de los niveles L1/L2.

b. Los materiales localizados, en con-junto, indican que las actividades antrópi-cas trogloditas en O Folón presentan prác-ticamente una continuidad histórica desdeel IVº milenio AC, al menos, hasta épocasmodernas. El único período del que noexisten vestigios que justifiquen la utiliza-ción o habitación del sistema se correspon-de con la época Castreña.

c. Los materiales arqueológicos asocia-dos a los colapsos de los encajamientosterminales se encuentran "colgados" ydesplazados con respecto a su posición ori-ginal. Sin embargo, el desplazamiento noha sido provocado por removilización flu-vial de depósitos antiguos (no hay huellasde erosión fluvial), por lo que sería conse-cuencia de las últimas etapas del modela-do endokárstico.

d. Algunos vestigios se han localizadoasociados a fenómenos de concreciona-miento. No hay datos que permitan esta-blecer una edad para estos depósitos mine-rales, por lo que tampoco se puede esta-blecer su correlación con los vestigiosarqueológicos. En algunos casos particula-res los espeleotemas se han desarrolladosobre los materiales prehistóricos. No sepuede ni establecer, ni descartar una rela-ción de ritualismo asociada con los fenó-menos espeleotemáticos o con los aportessecundarios de agua asociados a estas for-maciones en tanto no se realice una data-ción de los depósitos minerales.

e. Los materiales se colocarían, inicial-mente, en galerías y salas, secas, amplias y

presumiblemente de fácil acceso. Esto sejustificaría por el tamaño de los bloquesbasculados que conforman las salas actua-les en las que se localizaron muchos mate-riales, así como las adyacentes. Nótese quealgunos bloques de L2/L3 han basculado alN abriendo galerías entre cotas de -5 y -14metros. Además, la mayoría de los mate-riales que no han sido desplazados, no sehan visto afectados por las variaciones denivel del curso de aguas. En algunos casosla afección es puntual y podría deberseexclusivamente a que el curso de aguassituado bajo la depresión, presenta en laactualidad un circulación en la red tridi-mensional generada por los bloques com-pactados. Nótese que estos bloques formanuna red de filtrado fácilmente atascable yque con toda probabilidad no existíadurante la utilización de la cavidad.

f. La no habitación permanente del sis-tema se justificaría por la temperaturaambiental, la humedad y las corrientes enalgunas galerías que actúan como tubos deaire. La temperatura del sistema se hamedido en pocas ocasiones. En Septiembrede 1994 se realizó una medición en distin-tos puntos de la Depresión Central y deXan Xebas (VAQUEIRO RODRÍGUEZ,1994). La temperatura media del sistemaes de 15 ºC y la del agua 14ºC. Estos facto-res crearían una situación de disconfort.Existen zonas del sistema vinculadas aL1/L2, por ejemplo en el entorno del yaci-miento que contenía el molino, que por sualejamiento del curso activo presentan unatemperatura y humedad relativa, sensible-mente más agradables. La presencia devasijas de almacenamiento y equipos demolienda (sean o no rituales) justificaríanuna utilización temporal y periódica, posi-blemente en época estival.


AGRADECIMIENTOS

La realización de este artículo nohubiera sido posible sin la colaboración demis compañeros: José Bernardino Costas,Miguel García, Xavier Groba, EduardoMéndez, Reinaldo Costas, David Vázquez,Jesús Sueiro, Francisco Alonso, AmeliaPérez, Francisco Rodríguez, Eva García;así como de nuestros colaboradoresBegoña Barreiro, Concepción Álvarez,Victor Freso y Teresa Suárez.

Recibido: 10-II-03Aceptado: 28-VII-03


BIBLIOGRAFIA

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Caracterización de cavidades de bloques graníticos y ... · El análisis cualitativo de muestras...

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