Un ejemplo de relieve en cuesta: la foz de Santa Colomba (Navarra)

La Foz de Santa Colomba es un pequeño desfiladero excavado por el río Egúrzanos en las Calizas con alveolinas del Ilerdiense-Cuisiense (Eoceno). Este río desemboca, nada más atravesar la foz, en el río Salazar, aguas abajo de la localidad navarra de Navascúes.

Existe un sendero señalizado (SL NA-111) que desde una antigua cantera en la carretera de acceso al pueblo de Aspurz, permite atravesar la foz de Santa Colomba, justo después de pasar por otra foz, la de Aspurz. Al ser un circuito, permite volver al mismo lugar donde hemos dejado el coche. Su longitud es de tan sólo 3,1 km y el desnivel es de unos 200 metros. En esta página web hay más información sobre éste y otros senderos del Pirineo Navarro (www.pirineonavarro.com)

Además de su interés paisajístico y deportivo, el sendero señalizado permite descubrir un didáctico ejemplo de relive en cuesta. Vamos a ver en qué consiste este tipo de relieve.

Relieve en cuesta

El relieve en cuesta es un tipo de paisaje influido por la estructura de las rocas. La primera condición que deben cumplir las rocas es que deben estar estratificadas, es decir, dispuestas en capas apiladas unas sobre las otras y separadas por superficies denominadas superficies de estratificación. La gran mayoría de las rocas ígneas y parte de las metamórficas no cumplen esta condición, por lo que no podrán originar un relieve en cuesta.

La segunda condición es que todos los estratos de la zona, deben tener una orientación e inclinación similar (en términos geológicos su dirección y buzamiento ha de ser parecido). A la estructura geológica desarrollada en este tipo de estratos se le denomina estructura monoclinal.

La tercera condición es que la litología de los estratos ha de ser heterogénea, con capas más resistentes a la erosión, alternándose con otras menos resistentes.

La última condición es que el buzamiento de los estratos ha de ser relativamente pequeño, siempre inferior a 30º.

Estas cuatro condiciones se cumplen en el entorno estudiado, tal y como voy a mostrar a continuación:

Una aproximación a la geología

En este mapa geológico realizado a escala 1:25.000 y tomado de la página web del Gobierno de Navarra, he señalado con un trazo de puntos rojos la ruta del SL NA-111. Vamos a estudiar las características geológicos de la zona.

Estratigrafía

Son cuatro las Unidades Estratigráficas que se atraviesa el sendero. De más antiguo a más moderno tenemos:

• Areniscas de cemento calcáreo y calcarenitas (Unidad 191 del mapa geológico). Pertenecen al Maastrichtiense (Cretácico superior)
•  Dolomías, calizas dolomíticas y calizas de algas (Unidad 204). Se han datado en el Paleoceno.
• Calizas de alveolinas (Unidad 211). Son del Ilerdiense (Eoceno inferior). Constituye un nivel muy competente que destaca en el paisaje dando lugar a resaltes y acantilados y que forma el armazón estructural de la Sierra de Idokorri, que quedará a nuestra izquierda en el sentido de la marcha.
• Margas y calizas nodulosas residementadas (Unidad 231). Pertenecen al Cuisiense (Eoceno inferior).

Estructura

Todas estas unidades presentan una similar disposición. Su dirección aproximada es E-W, buzando hacia el norte.

Relieve en cuesta de la Sierra de Idokorri

 

Tras dejar la foz de Aspurz y entrar en la de Santa Colomba, nos encontramos enfrente con un monte coronado por un escarpe de roca más dura que las de los alrededores, por lo que destaca en el paisaje. Estas rocas son la Calizas de alveolinas del Ilerdiense (Unidad 211). Por debajo deben de encontrarse las Dolomías, calizas dolomíticas y calizas de algas del Paleoceno (Unidad 204), aunque se encuentran cubiertas por la vegetación. Aún más abajo (tanto estratigráfica como topográficamente) se localizan las areniscas y calcarenitas del Cretácico superior (Unidad 191). Estas rocas afloran, pudiéndose observar en la fotografía, ya que forman el lecho por donde discurre el río Egúrzanos.

Según vamos avanzando entre encinas y quejigos, vemos que las Calizas de alveolinas se inclinan hacia el Norte, pareciendo que nos van a cerrar el paso más adelante. La Sierra que tenemos a nuestra izquierda se llama Idokorri.

Alcanzamos la parte más estrecha de la foz. Aquí, el río Egúrzanos ha excavado directamente su lecho en las propias Calizas de alveolinas. Su resistencia a la erosión ha creado un estrecho desfiladero con paredes casi verticales de varios metros de altura. Para poder avanzar, hay que subirse a una grapas de metal que permiten salvar la foz, ya que el río ocupa totalmente su vaguada.

Esta foz es un bonito ejemplo de valle obsecuente, es decir, un valle que tiene una dirección perpendicular a la de los estratos y que, por lo tanto, atraviesa las cuestas (en esta ruta, la Sierra de Idokorri) formando un desfiladero.

Tras superar el desfiladero, se asciende hacia un collado para volver al mismo lugar donde se deja el coche. Desde aquí, se obtiene una visión de la Sierra de Idokorri. Su ladera norte (la de la fotografía) constituye una cuesta estructural. En una cuesta, la inclinación de las laderas coincide con el buzamiento de los estratos. En la Sierra de Idokorri, la inclinación de su ladera norte es similar al buzamiento de las Calizas de alveolinas. El escarpe que se observa en la fotografía es el mismo que hemos atravesado en la foz.

La última fotografía que quiero mostrar está tomada a una cierta altura, en un collado, antes de descender hacia Aspurz. Desde aquí se observa un valle subsecuente, es decir, un valle en el que el río tiene una direccion paralela a la dirección de los estratos. Este valle está formado por el propio río Egúrzanos y tiene una dirección E-W, paralela a la Sierra de Idokorri (a la izquierda en la fotografía) y a una segunda sierra de menor entidad que se desarrolla al norte (a la derecha). Antes de originar la foz, sufre un cambio de dirección hacia el sur, por lo que se ve obligado a atravesar la cuesta estructural formada en las duras Calizas de alveolinas, creando la foz de Santa Colomba que acabamos de atravesar y dando lugar, por lo tanto, a un valle obsecuente.

Por último, debo comentar que el relieve de la zona es realmente más complejo de lo que acabo de mostrar, pues en lugares próximos, aparecen estructuras tectónicas tales como pliegues y cabalgamientos, que provocan una mayor complejidad.

El lago salino (Tuz Gölü) de Turquía

El lago salado de Turquía o Tuz Gölü es el segundo lago mayor de Turquía tras el lago Van, y uno de los lagos salados más grandes de todo el mundo. Sus dimensiones (variables según la estación del año y las precipitaciones medias anuales) son de 80 km de largo por 50 km de ancho y se encuentra a una altitud de 905 m sobre el nivel del mar. Tiene una profundidad máxima de tan sólo 1,5 m.

El lago salado (Tuz Gölü) se localiza en el centro de la meseta anatolia. En la imagen de satélite tomada en google earth, se aprecia que el lago forma una mancha de color blanco en pleno centro de la Península de Anatolia.

Según una clasificación que diferencia tipos de ambientes deposicionales de lagos salinos (Lowenstein y Hardie, 1985)¹, Tuz Gölü sería un lago perenne somero. Otro lago con características similares sería el Lago Salado de Utah (E.E.U.U.).

Este lago salado se localiza en una cuenca endorreica en la que los ríos terminan por desaguar en el propio lago. El lago se alimenta gracias a tres ríos principales, que tienen un carácter perenne, Peçeneközü , Uluırmak e Insuyu, cuya localización se muestra en el siguiente mapa.

Fig. 1. Mapa del Lago Salado (Kilik, O., et al., 2005)²

Además, es alimentado gracias a varios arroyos efímeros, así como por un canal agrícola de descarga. También hay que contar con la entrada de agua proceden de la precipitación directa sobre el lago. Al ser una cuenca endorreica, la salida de agua se produce por evaporación, principalmente durante la estación estival.

El lago se ha dividido en dos zonas según su profundidad y permanecencia de la lámina de agua a lo largo de todo el año. La zona principal (main zone en el mapa) tiene una profundidad media de 70 cm en primavera, pero puede llegar a secarse durante el verano o principios del otoño. La zona profunda (situada al sureste) mantiene a lo largo del año una lámina de agua, y alcanza profundidades de más de 1 metro en primavera. Estas dos zona presentan diferencias en cuanto a la composición química del agua y, por lo tanto, a la mineralogía de las precipitaciones .

El lugar que los turistas solemos visitar se localiza en el brazo norte del lago, que se incluye dentro de la zona principal.

Las orillas del lago muestran claramente el proceso de precipitación química de las sales contenidas en el agua, al formarse una costra evaporítica durante el verano, debido a la evaporación del agua. La sedimentación evaporítica origina una gran variedad de minerales² tales como halita: ClNa, yeso: CaSO4 • 2H2O, aragonito: CaCO3 y calcita: CaCO3. La halita predomina claramente sobre todos los demás minerales de la costra alcanzando proporciones de entre 97-99%. Esta costra forma una capa continua de entre 1 a 30 cm de espesor, que es la que todos los turistas pisamos con nuestros pies descalzos.

Si a alguno de nosotros se nos hubiera ocurrido excavar bajo la costra, nos hubiéramos encontrado con una capa de unos 25 cm de espesor constituida por yeso: CaSO4 • 2H2O, huntita: CaMg3(CO3)4 y magnesita: MgCO3. Por debajo, aún aparecen otros minerales evaporíticos.

Andando varios cientos de metros se alcanza la lámina de agua del lago. Los iones disueltos son principalmente Na+ y Cl-, con cantidades menores de SO42-, Mg2+, Ca2+, K+, CO32- y HCO3-.

Bibliografía:

¹Lowenstein, T.K., y Hardie, L.A., 1985: Criteria for recognition of salt-pan evaporites. In: Sedimentology, 32, pp: 627-644.

²Kilic O, Kilic AM (2005). Recovery of salt co-products during the salt production from brine, Desalination, 186: 11-19.

El sinclinal colgado del Castillo de Acher

Castillo de Acher o d’Acher es una preciosa montaña de los Pirineos occidentales. Su aspecto inaccesible, con escarpadas paredes a modo de murallas, le dan un aspecto de fortaleza. Tiene una altura de 2384 m y se sitúa en el valle de Echó. Una de las rutas más utilizadas para su acceso parte desde el puente de Oza, en plena Selva de Oza, a una altura de 1123 m. El desnivel es de unos 1250 m pero el esfuerzo que hay que realizar se ve recompensado por las fabulosa panorámica que se obtiene desde su cima.

Geológicamente, nos encontramos en el borde entre la Zona Axial Pirenaica y las Sierras Interiores. La Zona Axial constituye el núcleo del orógeno y en la zona occidental del Pirineo donde nos encontramos, está formado por rocas paleozoicas, principalmente calizas y pizarras devónicas y carboníferas que muestran deformación y metamorfismo hercínico de bajo grado. Sobre éstas se disponen materiales terrígenos pérmicos. Las Sierras Interiores bordean por el sur la Zona Axial y están constituidas por rocas del cretácico superior, sobre las que se disponen rocas carbonatadas del Paleoceno y Eoceno.

El mapa geológico tomado del MAGNA a escala 1:50.000, muestra la ruta de acceso con una línea discontinua de puntos de color rojo.

Esta leyenda describe los materiales geológicos que aparecen en el entorno. A continuación voy a pasar a enumerarlos, señalando aquellos que más destacan en el paisaje:

UNIDADES ESTRATIGRÁFICAS DEL PÉRMICO

• Unidad 11 del mapa geológico: Lutitas y areniscas rojas del Pérmico (Serie de Marcantón)

Es una unidad que destaca poderosamente en el paisaje tanto por su potencia, que llega a alcanzar los 1.000 m, como a su color rojo que produce un increíble contraste cromático con el resto de materiales geológicos.

En el mapa geológico se representa con un color rosáceo. La mayor parte de la excursión discurre a través de estos materiales, aunque en toda la primera parte, mientras se atraviesa la Selva de Oza, se encuentra bajo un suelo forestal que impide su estudio.

Al llegar al Refugio de lo Castillo d’Acher, dejamos atrás el bosque y alcanzamos unas amplias praderías bajo las que se ve el tono rojo de las lutitas del Pérmico. Desde aquí se obtiene una preciosa vista de la Sierra d’Alano que comentaré más adelante, pues nos servirá para conocer las Unidades Estratigráficas más modernas.

La subida se hace más dura y justo antes de encarar el murallón rocoso que desde aquí parece inexpugnable, atravesamos una zona donde las lutitas rojas del Pérmico afloran sin quedar recubiertas por ningún suelo.

Estas lutitas se formaron en medios aluviales distales, es decir, fueron transportadas y sedimentadas por antiguos ríos de carácter estacional (no llevaban agua durante todo el año) que arrastraban los sedimentos erosionados de las montañas hercínicas, montañas que se habían formado durante el período geológico anterior, el Carbonífero, debido al choque entre los continentes de Gondwana y Laurasia.

Su color rojo se debe a la oxidación de los minerales de hierro presentes en las lutitas puesto que el medio continental donde fueron depositadas se encontraba bajo un clima semi-desértico.

Por encima de las lutitas se ven en la fotografía anterior, materiales geológicos de colores grisáceos, geológicamente más modernos, ya que no pertenecen al Paleozoico sino al Mesozoico, en concreto al Cretácico superior (falta, por lo tanto, todo el Triásico y el Jurásico y buena parte del Cretácico).

UNIDADES ESTRATIGRÁFICAS DEL CRETÁCICO SUPERIOR

• Unidad 12 del mapa geológico: Calizas con Prealveolinas del Cenomaniense
• Unidad 13 del mapa geológico: Calcarenitas y dolomías de Secús del Coniaciense superior – Santoniense inferior
• Unidad 14 del mapa geológico: Calizas con Rudistas (Calizas de Larra) Coniaciense superior – Santoniense inferior
• Unidad 15 del mapa geológico: Calcarenitas ferruginosas y calizas nodulosas del Santoniense

Estas cuatro unidades forman el resalte topográfico que corona el Castillo d’Acher.

Nada más superar el murallón rocoso se accede al valle colgado que se encuentra en el centro del Castillo d’Acher. Las rocas carbonatadas del valle muestran formas de disolución kársticas, especialmente dolinas que se disponen alineadas siguiendo el fondo de la depresión. Los bordes levantados del valle son el resultado de la disposición geológica de las capas carbonatadas, pues éstas buzan en sentido contrario a uno y otro lado del valle, conformando un sinclinal. La cima más elevada se localiza enfrente, a la izquierda.

Desde la cima, a 2384 m, se obtiene una fabulosa panorámica. En esta fotografía se aprecian las lutitas rojas del Pérmico y más allá los materiales plegados del Devónico y Carbonífero. Al fondo destaca el Midi d’Ossau y, por detrás, aún con nieve, los primeros tresmiles del Pirineo.

Desde la cima se aprecia el magnífico valle colgado formado en el sinclinal. Vamos a estudiar la estratigrafía del sinclinal colgado de Castillo d’Acher.

Abajo, a la derecha, se obervan las lutitas rojas del Pérmico. Por encima de éstas, y recubiertas en gran parte por derrubios, se encuentran las Calizas con Prealveolinas del Cenomaniense, y las Calcarenitas y dolomías de Secús del Coniaciense superior-Santoniense inferior.

El gran murallón de roca grisácea está formado en gran medida por las Calizas de Larra del Coniaciense superior-Santoniense inferior. Al igual que en esta montaña, las Calizas de Larra forman resaltes topográficos bien visibles en el paisaje. Están constituidas por calizas micríticas masivas de color claro, en las que son localmente muy abundantes los rudistas en hábito colonial. Los ruditas son un grupo extinto de moluscos bivalvos, con dos valvas asimétricas y normalmente una de ellas fijas al sustrato. Durante el Cretácico fueron los principales organismos constructores de arrecifes. Esta unidad representa un medio de plataforma somera con desarrollo de una gran actividad biológica. Aflora extensamente en el macizo kárstico de Larra, de donde toma su nombre.

La parte superior del murallón rocoso presentan unas rocas de un color diferente al grisáceo de las Calizas de Larra. Son rocas de un color pardo, puesto que son ricas en hierro. Forman parte de la Unidad de las Calcarenitas ferruginosas del Santoniense.

Al fondo se observa el macizo montañoso de Peña Forca el cual, geológicamente, forma parte de las Sierras Interiores. En este macizo afloran materiales más modernos que los que hasta ahora he descrito. Vamos a describirlos usando una fotografía tomada, no desde la cima, sino desde el refugio de lo Castillo d’Acher.

Las diferentes Unidades Estratigráficas se han coloreado utilizando unos tonos similares a los del mapa geológico. De abajo a arriba (como la sucesión estratigráfica es normal, no está invertida, de más antiguo a más moderno), estas Unidades son:

UNIDADES ESTRATIGRÁFICAS DEL PÉRMICO

• Unidad 11 del mapa geológico: Lutitas y areniscas rojas del Pérmico (Serie de Marcantón)

Su afloramiento está cubierto por el bosque. Se representan con un color rosado.

UNIDADES ESTRATIGRÁFICAS DEL CRETÁCICO SUPERIOR

• Unidad 12 del mapa geológico: Calizas con Prealveolinas del Cenomaniense
• Unidad 13 del mapa geológico: Calcarenitas y dolomías de Secús del Coniaciense superior – Santoniense inferior
• Unidad 14 del mapa geológico: Calizas con Rudistas (Calizas de Larra) Coniaciense superior – Santoniense inferior
• Unidad 15 del mapa geológico: Calcarenitas ferruginosas y calizas nodulosas del Santoniense

Forman estas Unidades una capa de naturaleza carbonatada que destaca en el paisaje, presentando una deformación en la que aparece una sucesión de anticlinales y sinclinales. Se representan con un color verde claro

• Unidad 16 del mapa geológico: Margas y calizas de Zuriza del Campaniense – Maastrichtiense

Es una Unidad constituida por un potente paquete de margas y calizas margosas de color gris-amarillento. Se interpretan como depósitos de plataforma externa y talud. En el paisaje , gracias a su menor resistencia a la erosión, suelen formar laderas de menor pendiente que las inmediatamente situadas por encima y por debajo. Se representan con un color amarillo.

• Unidad 18 del mapa geológico: Areniscas de Marboré del Maastrichtiense

Esta Unidad comprende areniscas cuarcíticas y bioclásticas con matriz calcárea, de color gris y pátina marrón que le da un color muy característico en el paisaje. Se interpretan como depósitos de plataforma terrígena. Se representan con un color verde oscuro.

UNIDADES ESTRATIGRÁFICAS DEL PALEOCENO

• Unidad 19 del mapa geológico: Dolomías y calizas (Formación Salarons)
• Unidad 20 del mapa geológico: Calizas de algas

Estas dos Unidades carbonatadas del Paleoceno constituyen la culminación de algunas de las cumbres del sector, como la Sierra de Alano y el macizo de Peña Forca. Forman un paquete carbonatado de color gris claro que da lugar a importantes resaltes topográficos. Se representan con un color naranja.

En la fotografía se ha representado, además, un retrocabalgamiento, que afecta a estas últimas Unidades.

Geología de los fiordos de Noruega: el fiordo de los sueños (Sognefjorden)

Un fiordo es un estrecho estuario formado en un antiguo valle glaciar que se encuentra actualmente inundado por las aguas marinas. Por lo tanto, el fondo del fiordo se encuentra por debajo del nivel medio del mar. La mayor parte de los fiordos se han originado por la acción conjunta de dos fenómenos diferentes: el primero se debe al aumento eustático del nivel del mar producido por la retirada de los hielos y fusión del gran casquete que cubría el norte de Europa durante la era glaciar. El segundo proceso se debe a la erosión del fondo del mar producida por el propio glaciar, pues el hielo tiene una densidad tal que, cuando flota, permanece sumergida una gran porción que puede oscilar entre los tres cuartos y los nueve décimos de su masa total. Es decir, los glaciares son capaces de erosionar sus lechos bastante por debajo de la superficie del mar.

Noruega, Canadá, Groenlandia, Nueva Zelanda, Chile y Alaska tienen líneas de costa caracterizadas por la presencia de fiordos. La costa suroeste de Noruega es uno de los lugares más espectaculares de todo el mundo donde se pueden observar facilmente estos magníficos fenómenos geológicos. El más largo de todos los fiordos noruegos es Sognefjorden (bautizado en castellano como el fiordo de los sueños) que llega a penetrar 204 km hacia el interior. De sus numerosos brazos destacan Aurlandsfjorden y Nærøfjorden, este último declarado Patrimonio de la Humanidad por la UNESCO.

Una de las rutas en ferry más típicas de toda noruega es la que saliendo de la localidad de Kaupanger recorre aguas abajo del fiordo Sognefjorden durante varios kilómetros, para girar a la izquierda, adentrándose en el brazo de Aurlandsfjorden que se recorre parcialmente hasta la confluencia con el brazo Nærøfjorden, tomándose éste a mano derecha y terminando en la localidad de Gudvangen. Este recorrido es el que voy a explicar adelante. No obstante, primero voy a dar unas breves pinceladas sobre la geología de la región de los fiordos.

El siguiente mapa geológico de la región de los fiordos noruegos está tomado de la excursión geológica nº 31: UNESCO FJORDS: From Nærøyfjord to Geirangerfjord: Surface processes and landscape development in the fjord area of western Norway, realizada durante el 33 Congreso Geológico Internacional celebrado en Oslo del 6 al 14 de agosto de 2008. La magnífica guía de campo se puede descargar en la siguiente página web, http://www.33igc.org/coco/Layoutpage.aspx?containerid=11459&pageid=5062

El fiordo Sognefjorden atraviesa diferentes regiones geológicas. En el recorrido que nos ocupa, tanto este fiordo, como sus brazos Aurlandsfjorden y Nærøfjorden fueron excavados en la región del manto de corrimiento de Jotun (en color marrón en el mapa). Esta gran estructura tectónica está constituida por rocas del Precámbrico que, tras sufrir metamorfismo durante la Orogenia Caledoniana, fueron transformadas en gneis, gabro y anortositas. Además, fueron emplazadas tectónicamente sobre rocas más jóvenes, del tipo de las filitas o de los micaesquistos (en color verde en el mapa).

Nada más salir de Kaupanger, nos encontramos enfrente con los picos Hausafjellet (1347 m) y a su derecha y un poco por detrás Bleja (1717 m). El desnivel entre la superficie del fiordo y el pico Bleja es el mayor de todo Sognefjorden, aunque no constituye el paisaje más grandioso pues en este punto el fiordo tiene una gran anchura de unos 4 km.

Tras unos cuantos kilómetros navegando por Sognefjorden, se avistan los picos Hovsfjellet (1389 m) a la izquierda y Moldbakkefjellet (1568 m) a la derecha. Estas escarpadas montañas presentan una bien desarrollada morfología glaciar. Para explicarlo mejor utilizaré una fotografía realizada con algo de zoom.

En esta fotografía se aprecian claramente tres pequeños valles glaciares colgados en las laderas del pico Moldbakkefjellet (1568 m). En ellos (especialmente en el de la derecha) se puede diferenciar el circo glaciar, del valle por el que se extendió el glaciar hasta media ladera. Un nuevo valle glaciar colgado, mayor que los anteriores se localiza a la derecha del pico Moldbakkefjellet . Se observa muy bien la morfología en U de su sección transversal.

Un valle glaciar colgado es aquel que queda a un nivel topográfico elevado respecto del valle glaciar principal. La intensidad de la erosión glaciar que dio lugar a estos valles, depende del espesor del hielo. Por consiguiente, los afluentes excavaron y profundizaron sus valles menos de lo que lo hizo el glaciar principal.

Al girar a la izquierda para entrar en el brazo del fiordo denominado Aurlandsfjorden, nos topamos con una de las muchas cascadas que nos vamos a encontrar a partir de ahora. Los noruegos la llaman Famnagrovi.

Las cascadas constituyen una de las características más notables de los fiordos, y se deben a la peculiar topografía de las paredes laterales de los fiordos. Los fiordos constituyen antiguos valles excavados por glaciares que tras la retirada de estos, han quedado inundados por el agua del mar. Un valle glaciar típico posee un perfil transversal en U, en el que las laderas del valle muestran una topografía abrupta, con paredes verticales o de gran pendiente. Las aguas de arroyada y los torrentes formados en la zona de cumbres tienen que salvar estas pendientes en su camino hacia el fondo de los valles, lo cual hacen a través de cascadas.

El fiordo Aurlandsfjorden penetra en el interior hasta la localidad de Fläm. En esta fotografía (tomada antes de girar a la derecha para entrar en el fiordo Nærøfjorden) se puede observar el perfil de las laderas del fiordo Aurlandsfjorden. Este perfil muestra un cambio brusco de pendiente entre una zona superior aplanada, a modo de meseta, y las paredes abruptas que se hunden bajo la superficie del mar. Esta rotura de pendiente se debe considerar como el límite superior de erosión glaciar y, por lo tanto, constituye una hombrera glaciar.

La meseta elevada (denominada palaeic surface en inglés) es una constante en el paisaje de las montañas noruegas. Doreé (1992) relaciona la génesis de la superficie amesetada con la historia de las cuencas sedimentarias formadas en las plataformas continentales. Durante la transgresión del Cretácico superior la mayoría del sur de Noruega estuvo sumergida bajo el mar y fue cubierta por un gran volumen de sedimentos marinos, transformándose por litificación en rocas sedimentarias. Estas rocas fueron arrasadas durante el posterior levantamiento tectónico del Terciario puesto que el territorio quedó expuesto a la meteorización, y erosión. Los sedimentos resultantes fueron transportados mediante medios fluviales hacia el Mar del Norte. De esta forma se originó una superficie erosiva aplanada que es la que hoy nos encontramos formando las elevadas mesetas que coronan los fiordos noruegos.

Giramos ya hacia Nærøfjorden, probablemente el fiordo más espectacular de toda Noruega puesto que sus paredes superan con creces los 1.000 metros de altura y la anchura sólo tiene 250 metros en su punto más estrecho. Al comienzo del fiordo llama la atención el color tan claro de algunas de la rocas que forman las montañas. En la fotografía se aprecia bien el cambio de color de las rocas de la ladera derecha, más oscuras y cubiertas de vegetación hacia abajo y mucho más claras en la parte superior de la montaña. Nos encontramos en el lugar de “Kvitmålane” en las laderas del pico Skomakarnipa. Las rocas de color claro son anortositas, unas rocas ígneas ricas en plagioclasa cálcica que han sufrido metamorfismo. La plagioclasa cálcica, también denominada anortita es un mineral que pertenece al grupo de los feldespatos y cuya fórmula química es Ca₂Al₂Si₃O_8. Las anortositas son rocas muy básicas comunes en nuestro satélite, la Luna, pero escasas en la corteza terrestre. Estos yacimientos tienen interés minero, aunque su localización en un fiordo catalogado como Patrimonio de la Humanidad por la UNESCO, impide su extracción. En la siguiente página web (en inglés) podemos encontrar más información sobre la geología: http://naroyfjorden.no/verdsarven/delomrade-naroyfjorden/geologiske-verdiar?lang=en

Las abruptas laderas del fiordo, se ven suavizadas de vez en cuando, apareciendo áreas de menor pendiente al pie de las montañas que son aprovechadas para el asentamiento de pequeños núcleos de población (en ocasiones estas áreas son tan pequeñas que en ellas sólo hay sitio para edificar una única granja, junto a unos minúsculos campos de cultivo). En la imagen se adivina la pequeña localidad de Styvi, bajo la montaña de Nonnosi (1272 m). A su derecha asoma Vindeggi (1294 m).

Estos apartados lugares están ubicados sobre conos de derrubios, formas geológicas constituidas por la acumulación de fragmentos de roca que caen por la ladera a lo largo de canales de avalancha. Estas estructuras tienen forma de cono (de ahí su nombre), con el ápice apuntando al canal. El cono de derrubios de la fotografía, sobre el que se asienta la localidad de Styvi, se encuentra vegetado, lo que es indicatico de su estado inactivo.

Continuando nuestro viaje hacia Gudvangen, el fiordo gira hacia la izquierda, mostrándonos enfrente la montaña llamada Bakkanosi (1398 m). Nuevas casacdas caen desde las alturas, mientras que a sus pies crece un talud de derrubios formado por un conjunto de conos de derrubios coalescentes, es decir que se encuentran adyacentes, solapándose unos con los otros.

 En el talud de derrubios se ha asentado la localidad de Nærø que da nombre al fiordo. La majestuosidad del paisaje es grandiosa.

La visita a este fiordo constituye, en fin, una de las experiencias que todos los aficionados a la geología y a la naturaleza deberían hacer una vez en su vida.

Turbiditas de Tajonar (Navarra)

Las turbiditas de Tajonar constituyen una unidad datada como Priaboniense (Eoceno superior) y que se intercala entre las margas de Pamplona a muro y las margas de Ilundain a techo (aunque en otros sectores quedan incluida en las propias margas de Ilundain). El límite entre las margas de Pamplona y las capas turbidíticas es neto y erosivo, aunque no puede ser observado en el afloramiento objeto de este artículo.

El afloramiento se localiza en el margen derecho del río Elorz (en su orilla norte), en el talud del camino que bordea el río muy próxio a uno de sus meandros. En el mapa geológico tomado de la página web del Gobierno de Navarra, a la Unidad de las Turbiditas de Tajonar se asigna el número 273 y se localiza entre las unidades 274 a la izquierda (margas de Ilundain) y 267 a la derecha (margas de Pamplona).

Litológicamente se corresponde con una alternancia de margas y calcarenitas (packstone-grainstone) de grano fino y colores marrones, distribuidas en capas paralelas. Estas capas presentan un buzamiento cercano a los 30º tal y como se puede apreciar en la fotografía superior.

Las capas calcarenitícas presentan el muro ligeramente erosivo con elevado desarrollo de estructuras tractivas originadas por corrientes (sole marks) y bioturbación. Internamente cabe destacar la presencia de estratificación cruzada tipo-hummocky (hummocky-like). A continuación muestro algunas de las principales estructuras encontradas, acompañadas de una breve explicación. Buena parte se han encontrado en piedras sueltas en el propio talud, pues la gran cantidad de derrubios que cubren practicamente por entero el afloramiento no permite encontrar las estructuras in situ.

Flute casts

Un flute marks es un surco discontínuo, alargado en dirección al flujo, y asimétrico. El extremo proximal es redondeado y de contornos netos, la zona distal va atenuando el relieve hasta desaparecer. Es dificil que se conserve la marca original, pero sí el molde o calco (flute casts) que se halla en la base de la capa suprayacente, generalmente arenosa. Sirven como criterio de polaridad para determinar el techo y muro de una capa.

En el ejemplo que se muestra, si la roca hubiese estado in situ, las paleocorrientes nos indicarían una dirección de flujo de arriba a abajo de la fotografía. Además, la roca estaría supuestamente invertida, pues estamos viendo los flute casts en el muro de la capa de calcarenita.

Thalassinoides??

Por Thalassinoides se entiende un tipo de icnita que consiste en una pista desarrollada generalmente sobre una superficie de estratificación, con una morfología ramificada en T o en Y (esta última como en la fotografía), con un engrosamiento en la intersección entre los dos brazos. Se atribuyen a una gran número de animales, aunque los más frecuentes son los crustáceos decápodos.

Estratificación cruzada tipo-hummocky (hummocky-like)

Una estructura sedimentaria interna que me llamó la atención desde el primer momento fue la laminación ondulada que presentaban los términos finos que aparecían a techo de las capas calcareníticas. El techo de estas capas se separaba facimente en capas finas cuya superficie mostraba ciertas protuberancias y depresiones más o menos de contorno circular similares a los hummocks y waves de la estratificación cruzada hummocky.

Estas estructuras se han interpretado frecuentemente como originadas en medios de plataforma somera afectada por episodios de tormentas. Sin embargo, las calcarenitas y margas de Tajonar se han interpretado como turbiditas, es decir depósitos de gravedad en medios profundos, tipo abanicos submarinos, al pie de los taludes que bordean las plataformas continentales. En los últimos años se han encontrado estructuras similares a la estratificación hummocky formadas en otros ambientes sedimentarios distintos al propuesto originalmente. Uno de ellos son los abanicos submarinos. Mulder et al. estudió e interpretó estas estructuras en turbiditas de los pirineos franceses. Son las estratificaciones cruzadas tipo-hummocky.

El término estratificación cruzada tipo-hummocky se utiliza para estructuras de aspecto similar a las HCS (estratificación cruzada hummocky), que suelen desarrollarse en flujos hiperconcentrados turbulentos de características episódicas, como flujos turbiditicos o hiperpícnicos (flujo este último en el que las aguas afluentes tienen mayor densidad que las aguas receptoras). Estas estructuras aún se encuentran en discusión, pero se diferencian de las verdaderas HCS por su desarrollo en limo y arena muy fina, deformación sinsedimentaria de la laminación (sedimentación rápida), falta de bioturbación y su presencia en secuencias de Bouma. Se supone que se generan por migración de antidunas y se asocian al intervalo Tc de Bouma (e.g., Mulder et al. 2009).

Estructuras sedimentarias y kársticas en la Sierra de Andía (Navarra)

En este artículo voy a repasar algunas de las principales estructuras geológicas que se pueden encontrar en la Sierra de Andía. Uno de las rutas más fáciles y bellas que se pueden realizar en este paraje es la que parte de de la localidad de Lezáun y que a través de un sendero señalizado (es el PR NA-183) permite acceder a las inmediaciones de la ermita de la Trinidad de Iturgoyen.

En el mapa geológico tomado de la página web del Gobierno de Navarra y que está representado a escala 1:25.000, se ha marcado la ruta con una línea de color azul, y la ermita de la Trinidad de Iturgoyen con un punto del mismo color.

Todo el sendero discurre a través de los mismos materiales geológicos, por lo que están representados con el mismo color en el mapa. Son las calizas bioclásticas del Luteciense superior (Eoceno medio). Los componentes principales de las calcarenitas son macroforaminíferos (en su mayor parte discocyclinas y nummulites, algunos de gran tamaño), algas rojas y briozoos (muy retrabajados). Como rasgo destacado, frecuentemente presentan estratificación cruzada planar y en surco de mediana a gran escala. La diferencia entre una y otra radica en el espesor de los set. Así, en la estratificación a mediana escala los set tienen un espesor de 5 cm a 2 m, mientras que en la de gran escala pueden alcanzar hasta los 8 metros de espesor. Un set constituye un estrato con un ordenamiento interno de láminas cruzadas que presentan similares características (en lo que se refiere a morfología de las láminas y a su ángulo de buzamiento respecto el muro del set).

En la fotografía superior aparecen dos set, el inferior cuyo muro no es visible, y el superior que corta a las láminas del set inferior con diferente ángulo, pero cuyo techo tampoco es visible, por lo que su espesor en el afloramiento es pequeño.

En esta imagen aparecen dos set de estratificación cruzada planar, separados por un nuevo set de estratificación paralela. Tanto este último set (denominado bottomset), como el set superior de estratificación cruzada planar (denominado foreset), constituyen un cuerpo estratigráfico o barra de extensión decamétrica. En el bottomset, las láminas son onduladas y paralelas entre sí y paralelas al muro del bottomset. En cambio, en el foreset, las láminas son paralelas entre sí, pero están inclinadas respecto al muro del foreset. Por su inclinación, se asignan a láminas de ángulo intermedio (buzamiento entre 12º y 30º) y por su forma corresponden a láminas tangenciales (láminas rectas, excepto en su base, donde se convierten en asintóticas).

Papiros et al. (1996) y Papiros (1997) han interpretado las calcarenitas como sedimentos de plataforma somera abierta. Su ordenamiento interno según estratificaciones cruzadas planares se deben a la acción semicontinua de tormentas.

Para poder asegurar el tipo de estratificación de que se trata (en este caso estratificación cruzada planar), se deben buscar afloramientos en los que se puedan observar direcciones perpendiculares entre sí. En este afloramiento es fácil de observar gracias al relieve ruiniforme que se ha formado en las calizas por disolución a favor de las diaclasas.

Con esto, enlazo con el siguiente tema de este artículo, a saber, el relieve kárstico desarrollado en la superficie suavemente inclinada de las cumbres de la Sierra de Andía próximas a la ermita de la Trinidad de Iturgoyen. Se pueden observar, además del relieve ruiniforme de la fotografía anterior, lapiaces y dolinas.

Los lapiaces son formas superficiales de disolución, que muestran una morfología generalmente linear.

Una dolina, como la de la imagen, es una depresión de tamaño métrico o decamétrico y de contorno circular o elíptico, formado por disolución de las calizas centrada en un punto. En su fondo puede estar conectada con un sistema kárstico subterráneo a través de una sima, aunque muchas de ellas se encuentran rellenadas de sedimentos arcillosos que constituyen la parte insoluble de las antiguas rocas calcáreas.

Foz de Burgui

La Foz de Burgui se localiza en el valle más oriental de Navarra, el de Roncal, y recibe su nombre de la preciosa localidad que se encuentra aguas arriba de la propia foz. Constituye un profundo desfiladero horadado por el río Esca en su camino hacia el Ebro.

Desde la localidad de Burgui (que bien merece una visita) comienza una bonita ruta de senderismo que, con un desnivel de casi 700 metros, permite ascender a la ermita de la Virgen de la Peña (1291 m), desde la cual se tiene una espectacular panorámica de la foz y de algunas estucturas tectónicas que voy a comentar a continuación.

A mitad de camino, se obtiene una preciosa vista de la margen opuesta de la foz (la derecha hidrológica). Se observa un pliegue sinclinal seguido hacia la derecha por un anticlinal. Estas estructuras están formadas en varias unidades estratigráficas, que de arriba a abajo son las Calizas de alveolinas del Ilerdiense (Eoceno inferior), Dolomías, calizas dolomíticas y calizas de Algas del Paleoceno y Arenicas de cemento calcáreo y calcarenitas del Maastrichtiense (Cretácico superior), estas últimas aflorando un poco a la derecha de la fotografía. No obstante, esta vista se ve mejorada con la que se obtiene desde la propia cima.

En primer plano, en la vertiente opuesta de la foz de Burgui, se reconoce la sierra de Illón, o de Navascués como se la conoce en numerosos artículos de geología. Al fondo, aparece la Sierra de Leyre, con la cima de Arangoiti asomando a lo lejos. En el corte geológico originado gracias a la acción erosiva del río Esca se pueden observar varias estructuras tectónicas.

La primera de ellas es un conjunto anticlinal – sinclinal que se observa con claridad en el escarpe formado por las calizas de alveolinas del Ilerdiense. Esta estructura está relacionada con un cabalgamiento basal cuya traza se sigue bajo el flanco invertido del anticlinal. El núcleo del sinclinal está constituido por margas, areniscas y niveles de calcarenitas del Cuisiense (Eoceno inferior), en facies turbidítica. No obstante, en su mayor parte están recubiertas por un suelo sobre el que crece la vegetación, por lo que no se pueden apreciar en la fotografía.

El flanco derecho (norte) del sinclinal es cortado por un cabalgamiento, lo que se deduce de la disposición estratigráfica de las diferentes unidades, pues sobre las calizas de alveolinas del Ilerdiense (Eoceno inferior) que forman ese flanco del sinclinal, aparecen las areniscas de cemento calcáreo y calcarenitas del Maastrichtiense (Cretácico superior), aunque éstas tampoco son visibles en la fotografía pues quedan recubiertas por la vegetación. Por encima, ya en la cima de la sierra de Illón, se observa un nuevo escarpe formado en esta ocasión por las calizas de Algas del Paleoceno.

En resumen, un bonito ejemplo de estructura tectónica cuya visión se obtiene como premio final a una fácil excursión.