MAGNA 3.0-E. 1:50.000. FOZ (009)

73 El ascenso de rocas profundas calientes, incluyendo granitoides y rocas de composición interme- dia, provocó una evolución prograda del autóctono del Manto de Mondoñedo, que se calentó rápidamente siguiendo una trayectoria marcada por una escasa presurización (Fig. 14b). La cizalla extensional inferior, y el despegue asociado dieron lugar al ascenso de una unidad previamente calentada, con rocas parcialmente fundidas, lo que a su vez provocó un calentamiento de los nive- les situados por encima, sobre todo del grueso paquete de Cuarcita del Xistral. La tectónica extensional afectó a los granitoides calcoalcalinos sincinemáticos (G1) del macizo de Viveiro, que afloran al noroeste, fuera de la presente Hoja (Fig. 11). Esto situaría su actividad en el Namuriense asumiendo que tienen un carácter sincinemático. Las cizallas extensionales y despegues asociados, así como la falla que limita por su base al Manto de Mondoñedo, están cortados por los macizos graníticos de La Tojiza y San Ciprián, lo que implica el cese de su actividad antes del Pérmico. Sin embargo, el Domo de Lugo pudo formarse después, como un último efecto del reajuste de masas y flujos de rocas calientes derivados en última instancia del engrosamiento cortical o litosfé- rico. Las edades de enfriamiento de las rocas metamórficas, y la del macizo de San Ciprián, sugie- ren una edad Estefaniense-Pérmico Inferior para la formación del domo. También es esa la edad de las intrusiones graníticas que, en esta hoja, serían todas muy tardías. Las fallas de alto buzamiento con componentes de desgarre representan la respuesta de una cor- teza ya fría a los últimos movimientos variscos. Están todavía relacionados con movimientos relati- vos entre los antiguos continentes de Gondwana y Laurusia, amalgamados para formar la Pangea, y preceden la formación de las cuencas Permo-triásicas que anunciaban el inicio de su disgregación. La ausencia de depósitos mesozoicos y terciarios impide deducir la evolución del área cubierta por el mapa durante la apertura del Golfo de Vizcaya y su posterior convergencia en el margen cantábrico. Durante el Mesozoico el Macizo Varisco Ibérico era una cordillera montañosa afectada por perio- dos de intensa erosión que empezarían a suavizar el relieve y a trazar una red fluvial en relación con las principales estructuras variscas (BIROT y SOLÉ SABARIS, 1954). Entre el Cretácico superior y el Paleógeno, el Macizo Varisco Ibérico estaba sometido a un clima con altas temperaturas y abundantes precipitaciones y una densa cobertera vegetal (UCHUPI, 1988; RAT, 1982), responsables de uno de los principales rasgos geomorfológicos del noroeste peninsular: la Superficie Fundamental (MARTÍN-SERRANO, 1994). BÜDEL (1982) señala que las zonas tropicales húmedas desarrollan un relieve con llanuras onduladas y redondeadas que se meteorizan y suavizan a medida que se forman. En la zona de estudio la Superficie Fundamental se conserva en la Sierra de Buio y en las estribaciones de la Sierra de Xistral, en el extremo suroeste de la Hoja (Superficie de erosión S600 del Mapa Geomorfológico). Por su parte, la red fluvial debía de seguir reflejando mayoritariamente las orientaciones NE-SO de las principales direcciones lito- lógicas y estructurales variscas. Las diferentes características litológicas y estructurales de las rocas del sustrato del Macizo Varisco Ibérico, sobre las que se generó la Superficie Fundamental, provocaron la meteorización selectiva de las mismas. Esta meteorización fue muy intensa y profunda allí donde el sustrato fuera fácil- mente alterable y, en cambio, apenas progresó sobre el sustrato resistente. La consecuencia es que el manto de meteorización adquirió un espesor notablemente irregular; esta irregularidad geométrica en el frente de meteorización basal no se reflejaría en superficie, la superficie seria sua- ve como la descrita para la Superficie Fundamental. Durante el Paleoceno-Eoceno, el margen continental septentrional de la placa Ibérica comenzó a deformarse como resultado de su convergencia con la placa Euroasiática. A partir de este momen- to, la evolución del relieve de la zona de estudio hay que enmarcarla en un contexto de levanta-