Deslizamientos de tierras en Subiza (Navarra) – Parte primera

•marzo 25, 2013 • Dejar un comentario

Pista desplazada y agrietada por un deslizamiento

El día 21 de febrero desayuné con una noticia en los periódicos locales que me dejó atónito. Se había producido un gran deslizamiento de tierras en las cercanías de la localidad de Subiza (Navarra), muy cerca del lugar donde resido. Las intensas lluvias y las nevadas de las últimas semanas parecían estar en el origen. Como geólogo que soy, estaba en la obligación de acercarme y comprobar por mi mismo el alcance del movimiento…

Antes de comenzar tengo que aclarar que no soy ni un experto ni un erudito en el tema de los movimiento de laderas, y que, por lo tanto, no pretendo sentar cátedra con este artículo. Sólo me he acercado a los deslizamientos con un afán de comprensión desde un punto de vista de un mero aficionado. Todo lo que aquí escriba está basado únicamente en la observación de campo, lo que conlleva unas enormes limitaciones. No he obtenido ninguna muestra para hacer estudios de granulometría, composición, densidad o plasticidad de los materiales afectados, ni he tomado datos geométricos del área afectada. Por lo tanto, no pretendo erigirme en autoridad en el tema, sólo deseo expresar de una forma lo más amena posible, mis propias impresiones y observaciones.

Encuadre geográfico y marco geológico

Subiza es una localidad perteneciente al municipio de Cendea de Galar, situado en la Cuenca de Pamplona, en la Comunidad Foral de Navarra.

Mapa geológico de Subiza

En este mapa geológico, tomado de la página web del Gobierno de Navarra, he marcado en color rojo, el área aproximada donde se localizan los deslizamientos. La Unidad geológica afectada, es la representada en el mapa de color gris (lo que indica que debe ser del Cuaternario) y numerada como 515. En la Memoria del mapa se señala que constituye un piedemonte que se extiende por todo el borde oriental de la Sierra del Perdón. Litológicamente está constituido por conglomerados heterométricos (de diferentes tamaños), con una abundante matriz (material más fino de arenas y arcillas), de forma que los cantos no suelen estar en contacto entre sí, sino englobados entre los materiales más finos.

Deslizamientos y flujos de lodo

Saliendo de Subiza por una pista de tierra bien asentada que se dirige al noroeste, en dirección hacia la Sierra del Perdón, aparece a los pocos metros de abandonar el pueblo, una bifurcación. Tomaremos la pista de la izquierda que se conoce con el nombre de Camino del Monte (tal y como aparece en el mapa geológico anterior) . Tras recorrer aproximadamente un kilómetro, comienzan a aparecer los primeros indicios de los deslizamientos.

Efectos de un deslizamiento

El camino aparece desplazado un par de metros y en los campos de labor de los alrededores hay un gran número de grietas, montículos y hondonadas en las que se acumula el agua de escorrentía formando grandes charcos. A partir de aquí, comienza un auténtico caos de escarpes, deslizamientos y flujos afectando a un área de gran tamaño en el piedemonte de la Sierra del Perdón.

He utilizado el plural, deslizamientos, porque lo primero que llama la atención es que no se trata de un único deslizamiento, sino de un gran número de pequeños deslizamientos, bien sucesivos a lo largo de la pendiente, o bien adyacentes entre sí y aparentemente desconectados, aunque afectando todos ellos a una misma zona. Además estos deslizamientos terminan derivando en otro tipo de movimiento de ladera. Pero no voy a adelantar de momento nada más…

A continuación, voy a mostrar tres de estos movimientos en masa, pero sin dejar de tener en cuenta que se han desarrollado varios más. Les denominaré, a efectos prácticos de comprensión, de mayor a menor cercanía al pueblo, deslizamientos I, II y III.

Deslizamiento I

Deslizamiento de tierras

La fotografía superior muestra la cabecera de uno de los deslizamientos que se observan desde el camino. Esta cabecera es compleja pues está constituida por varios escarpes de forma semicircular, adyacentes entre sí. Aparentemente, los materiales afectados no se han desplazado a una gran distancia, pues se distingue el cultivo que permanece en la superficie de la masa deslizada.

Escarpe semicircular de un deslizamiento

En esta otra fotografía se observa uno de esos escarpes de forma más o menos semicircular. La altura del escarpe supera el metro. El material afectado (con una litología muy variada, desde arcillas a cantos como los muchos que se pueden ver en la fotografía de color blanco) presenta un aspecto caótico, lo que muestra una intensa deformación.

Deslizamiento en tierras de cultivo

Esta fotografía está tomada unos metros ladera abajo, mirando hacia la cabecera del deslizamiento. Se observan en la parte superior de la instantánea, dos de los escarpes principales de morfología semicircular. El escarpe de cabecera de la izquierda se corresponde con el de la fotografía anterior y se continua con un escarpe longitudinal que delimita lateralmente el deslizamiento. Se aprecia muy bien el paso gradual de este escarpe lateral que marca el hundimiento de la masa deslizada respecto a la superficie original del terreno, a una zona estrecha donde la masa deslizada se levanta, elevándose respecto de dicha superficie original, la cual se corresponde con la superficie de cultivo a la izquierda de la fotografía.

A diferencia de lo que ocurre junto al escarpe principal o de cabecera, el material deslizado parece comportarse como una única masa conjunta, sin apenas deformarse.

Deslizamiento en Subiza

Al desplazarse ladera abajo, se observa mirando hacia la cabecera desde el otro lateral, que realmente el material deslizado no se comporta como una masa uniforme, sino que se abomba en unas zonas y se hunde en otras dando lugar a una superficie muy irregular en el que las depresiones se rellenan de agua.

Deslizamiento en Navarra

Si se continúa aún más ladera abajo, aparece un nuevo escalón (en el centro de la fotografía), al pie del cual se presenta el material deslizado, como una masa muy caótica y fracturada, que refleja una intensa deformación. Las numerosas fracturas que rompen el material en múltiples fragmentos son transversales al movimiento. Ese nuevo escalón constituye un escarpe a partir del cual el deslizamiento se reactiva.

En la literatura geológica, los deslizamientos que presentan varios escarpes sucesivos ladera abajo, se conocen como deslizamientos múltiples. Arriba de este nuevo escarpe, se aprecian los escarpes de cabecera que, por efecto de la perspectiva, parecen próximos al primero.

Deslizamiento de tierras

Mirando hacia el pie del deslizamiento múltiple se observa en primer plano y a la izquierda un escarpe lateral. A la derecha se aprecia apenas el final del escarpe lateral de la otra orilla. Aquí, el deslizamiento ha procado la evacuación del material geológico, el cual ha sido depositado ladera abajo, dando lugar a unas estructuras en forma de lóbulo que se aprecian al fondo de la fotografía. El material que aún permanece entre los laterales del deslizamiento, también presenta un aspecto caótico. Esta parte final ya no parece exactamente un deslizamiento…

Deslizamientos en Subiza (Navarra)

Desde este deslizamiento (en primer plano) se puede observar parte de los otros dos movimientos en masa que quiero mostrar. El primero de ellos (deslizamiento II) muestra una terminación en forma de lóbulo muy característica. El último de ellos (deslizamiento III) asoma detrás.

Deslizamiento II

Escarpe principal de un deslizamiento

El siguiente deslizamiento que quiero describir se sitúa al oeste del anterior, pero a una mayor altura topográfica. La fotografía superior muestra el escarpe principal en la cabecera del deslizamiento. Esta cabecera se localiza unos metros ladera arriba del extremo superior de los campos de labor. La vegetación que cubría la superficie de esa cabecera estaba compuesta de un abundante estrato herbáceo, acompañado de arbustos espinosos (Rosa sp., Crataegus monogyna, etc.). Además, aparecían algunos pies de pequeño porte de quejigo (Quercus faginea).

El escarpe principal está asociado con otras fracturas concéntricas que delimitan estrechos bloques de material geológico cubiertos por los restos de la vegetación original. Estos bloques se disponen en forma de escalón desde el escarpe principal. Todo ello afecta tanto al suelo como a los materiales geológicos definidos anteriormente como un piedemonte.

Cabecera del deslizamiento de Subiza

Deslizamiento de Subiza

Deslizamiento de Subiza (Navarra)

En esta sucesión de tres fotografías se aprecia el deslizamiento desde su cabecera al cuerpo del mismo, quedando perfectamente delimitado por un escarpe lateral que llega a alcanzar varios metros de altura. Hacia el cuerpo del deslizamiento, ladera abajo desde la cabecera, la masa deslizada se muestra con un aspecto continuo, como si se hubiese desplazado como un único cuerpo uniforme. Sin embargo, se aprecia la irregularidad de su superficie, con abultamientos y depresiones que indican que realmente la masa se ha deformado. Asimismo aparecen grietas transversales al movimiento, tal y como se puede observar al fondo de la última de las fotografías.

Cuerpo principal de un deslizamiento

Ladera abajo, siguiendo el curso del deslizamiento, se aprecia mucho mejor el aspecto ondulado que presenta el cuerpo de la masa deslizada. En primer plano hay una gran cantidad de grietas de varios decímetros de espesor y un poco más allá, a la derecha de la fotografía, aparece el escarpe lateral.

Pero al descender por la ladera, la masa deslizada cambia sus características morfológicas…

Cuerpo de un deslizamiento que deriva en un flujo

Mirando ladera abajo, hacia el pie del deslizamiento, se puede observar que su superficie sigue mostrando una cierta continuidad y un relieve ondulado. Sin embargo, la masa deslizada ya no queda limitada dentro de unos escarpes definidos, sino que se desparrama en sus bordes, dando lugar a una forma lobulada muy característica.

Colada de tierra cortando un camino en Subiza

Bajando aún más por la ladera se llega de nuevo al Camino del Monte, que queda cortado por la masa de arena, arcilla y cantos. El aspecto general ya no recuerda al de un deslizamiento sino al de un flujo.

Un flujo es un movimiento de ladera en el que las superficies de ruptura no son preservadas, y las masas desplazadas son fuertemente deformadas internamente, comportándose de manera similar a un líquido viscoso (Varnes, 1978).

Flujo de barro en Subiza. Vista lateral

Esta fotografía muestra el final del movimiento en masa, desde una perpectiva oblicua-lateral. La estructura que se observa aparenta ser un lóbulo de un flujo de barro, en el cual se ha transformado el deslizamiento anterior, al avanzar ladera abajo. Realmente es muy poco serio intentar asignar estas estructuras a uno u otro tipo de movimiento en masa, usando unicamente como herramienta de trabajo la observación visual, y más aún cuanto que existe una gradación entre deslizamientos a flujos, dependiendo del contenido en agua de la masa desplazada, de su movilidad (mayor o menor cohesión) y de la evolución del movimiento. Pero esto se parece mucho (quizá no lo sea) a un flujo en el que la masa desplazada presenta un aspecto muy caótico, habiéndo sido totalmente deformada.

Flujo de tierras en Subiza. Vista frontal

Esta otra fotografía, muestra la misma estructura final del movimiento en masa, pero desde una vista frontal. Mide unas cuantas decenas de metros de ancho y presenta una preciosa sección transversal convexa.

Los flujos se clasifican (Varnes, 1978) de acuerdo al tipo de material involucrado y a la cantidad de agua que presentan. Así, pueden encontrarse flujos de detritos donde la mayor parte del material sólido corresponde a partículas gruesas, de mayor tamaño que la arena; los flujos de tierras, donde el material predominante corresponde a la fracción fina y no se encuentra saturado; y los flujos de barro, donde el material se corresponde principalmente a arcillas, limos y arenas, y se encuentra totalmente saturado.

Las precipitaciones de las últimas semanas han sido algo fuera de lo normal (ya hablaré de ello en la segunda parte), por lo que no es difícil de asignar a esta causa como el principal factor desencadenante de los complejos movimientos en masa de Subiza. El material ha debido de estar saturado en el momento de su movimiento.

Aspecto del flujo de barro de Subiza

Al acercarse a la estructura lobulada, se puede apreciar la mala clasificación del material, existiendo desde cantos de varios centímetros, pasando por arena, hasta partículas finas, y en proporciones destacadas en todas las granulometrías. Desde luego no es fácil asignar este flujo a un tipo concreto de los definidos anteriormente, sin llevar a cabo algún tipo de análisis granulométrico. Pudiera ser un flujo con características intermedias entre el flujo de detritos y el flujo de barro. O no…

Algo más fácil de asignar parece ser el siguiente movimiento en masa, del cual hablaré en el siguiente artículo.

Una inconformidad geológica en Aswan (Egipto)

•febrero 4, 2013 • Dejar un comentario

Geological non-conformity

Una Inconformidad geológica es un tipo de discontinuidad estratigráfica en el que se ponen en contacto materiales ígneos con materiales sedimentarios.

A su vez, una discontinuidad estratigráfica es una relación genética entre dos materiales geológicos entre los que ha habido una interrupción sedimentaria medible entre el depósito (o formación) de ambas.

En este artículo voy a describir someramente la incorfomidad que se puede observar en las cercanías de la localidad egipcia de Aswan, la ciudad más meridional de Egipto, situada junto a la primera catarata del Nilo. Aswan es uno de los lugares más turísticos de este país y muchos circuitos turísticos ofertan su visita, pues hay lugares tan interesantes como el templo ptolemaico de Filé, el museo nubio o la cantera de granito en la que se encuentra el obelisco inacabado.

Una de las actividades que nos ofertan a los turistas de masas como yo, es la navegación a través de los rápidos que el río Nilo forma al sur de Aswan, que finaliza en el poblado nubio de Gharb Sehel, donde se visita esta bonita localidad. A lo largo de esta ruta (primero en faluca y luego en barca motora pues las estrecheces del cauce no permiten el paso de la primera), pude observar en la orilla occidental del Nilo, la inconformidad objeto de este artículo.

Contexto geológico

Mapa geológico Egipto

Fig 1: mapa geológico de Egipto

Nos encontramos en el sur de Egipto. En este mapa geológico, editado por el Ministerio de Industrial y Recursos Minerales en el año 1981, he enmarcado en rojo el entorno geológico.

Mapa geológico Aswan

Fig. 2: mapa geológico del área de Aswan

Una captura del mapa anterior, que coincide aproximadamente con el marco rojo de ese mapa, permite obtener una visión del entorno más próximo de Aswan. En este mapa predominan los colores verdes que representan a los materiales geológicos pertenecientes al Cretácico, así como los colores rosados, típicos de los granitos y rocas afines. Los materiales del Cretácico pertenecen al que se conoce en la literatura geológica como Grupo Nubio. Un nuevo marco de color rojo delimita el área de navegación sobre el Nilo.

La incorformidad geológica

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La incorfomidad geológica que quiero describir se puede observar en la orilla oeste del Nilo, bajo el mausoleo del agá Jan, 48º imán de la secta ismaelí de los chiíes. Abajo nos encontramos con unas rocas muy fracturadas en un yacimiento discontinuo. Son granitos, y más tarde hablaré de ellos. Por encima aparece un afloramiento de rocas estratificadas. Se observa perfectamente una capa continua a lo largo de toda la fotografía. El contacto entre los dos materiales no se puede observar pues está cubierto con derrubios. Por comodidad, lo he dibujado como una línea recta de color rojo, aunque realmente es una superficie erosiva.

Los dos materiales geológicos tienen una génesis muy diferente. Por un lado los granitos son rocas ígneas plutónicas, formadas por enfriamiento y cristalización de un magma en el interior de la corteza continental, a varios kilómetros de profundidad. Por otro lado, las rocas estratificadas son rocas sedimentarias, formadas en condiciones superficiales, en una cuenca de sedimentación. Es fácil deducir que entre la formación de los dos tipos de materiales ha debido existir un intervalo de tiempo extremedamente largo.

Por lo tanto, las rocas ígneas son mucho más antiguas que la sedimentarias. La historia geológica muy resumida sería como sigue:

  1. Enfriamiento del magma y cristalización de las rocas ígneas en el interior de la corteza terrestre.
  2. Erosión de los materiales geológicos situados por encima y exposición superficial de la rocas ígneas.
  3. Hundimiento y formación de una cuenca de sedimentación, en la que se produjo el depósito de los materiales sedimentarios visibles hoy en día.
  4. Levantamiento de la cuenca sedimentaria y formación del yacimiento actual, por erosión del río Nilo.

Vamos a estudiar estos materiales con un poco más de atención, valiéndonos para ello de los lugares visitados por nosotros, los turistas.

Los granitos de Aswan

Los mejores y mayores afloramientos se localizan en la orilla este del río Nilo, incluyendose el sustrato geológico sobre el que se asienta buena parte de la localidad de Aswan. Yo voy a describir dos afloramientos, uno de los cuales es una cantera geológica visitada por todos los que se acercan a este lugar.

La cantera de granito de Aswan

Cantera de granito de Aswan

Esta cantera de granito es uno de los lugares más visitados de todo Egipto, pues en ella se localiza un obelisco que no se terminó de tallar, conocido por ello como el obelisco inacabado. Los turistas podemos ascender a la parte superior de la cantera, desde donde se obtiene una bonita perspectiva.

El obelisco inacabado

En este obelisco se puede observar una gran grieta que lo recorre oblicuamente, la cual fue, presumiblemente, la causa de su abandono.

Granite quarry Aswan

Esta cantera fue utilizada durante la época faraónica, pues el granito es aquí de una calidad excelente, duro, compacto y sin xenolitos. Su color varía entre el rosa y el rojo. La masa granítica está delimitada por diaclasas muy penetrativas y espaciadas, con distancias entre diaclasas consecutivas de unos 5 metros. La composición mineralógica de los granitos de esta cantera es, de mayor a menor proporción: feldespato alcalino, cuarzo, plagioclasa y biotita, con cantidades variables de hornblenda [1]. Se data como Precámbrico.

El granito de la isla Agilkia o Agilika

Templo de File

Sobre esta isla se reconstruyeron piedra a piedra los templos de File entre los años 1972-1980, los cuales habían quedado parcialmente inundados tras la contrucción de la primera presa de Aswan. Son famosas las fotografías en blanco y negro en las que las falucas, con turistas a bordo, navegan junto a las columnas del kiosko de Trajano.

El sustrato geológico de la isla es granítico. Lo mismo que el resto de islas que sobresalen de las aguas del embalse formado tras la presa baja de Aswan (la más antigua y pequeña de las dos).

Imagen 1

En esta fotografía de satélite tomada de Google Maps, se puede apreciar la situación de la Presa Baja de Aswan y el embalse formado tras ella, así como algunas islas graníticas. Arriba a la derecha se encuentra el embarcadero donde se toman los botes que llevan a los turistas a la isla de Agilkia con los templos de File (abajo a la derecha).

Bolos de granito cerca de File (Egipto)

Nada más salir del embarcadero, ya se aprecian en la orilla las típicas formas graníticas consistentes en los bolos graníticos.

Un bolo granítico es una roca con formas redondeadas que se origina en el subsuelo, en un ambiente edáfico, en el que el agua acumulada en el suelo se introduce por las grietas o diaclasas del granito, produciendo su meteorización.

Como ya expliqué en el artículo de La Pedriza (Madrid), las grietas o diaclasas del granito constituyen las vías de entrada del agua meteórica al interior del macizo. A través de ellas se produce la meteorización de la roca, originándose un proceso de hidrólisis de los minerales constituyentes, fundamentalmente feldespatos (tanto potásicos como plagioclasas) y micas. El cuarzo, al ser más resistente a la hidrólisis, permanece como mineral residual, acumulándose en las depresiones y en el fondo de las propias diaclasas, para formar la típica arena granítica o lehm.

En el origen de los bolos graníticos han intervenido dos procesos, una intensa meteorización bajo un manto de alteración desarrollado a partir de las diaclasas del granito, y el transporte o evacuación del material suelto (arena granítica) que queda como material residual y que conforma dicho manto de alteración. Al final del proceso queda exhumada la roca fresca, no meteorizada, formando los bolos. Por lo tanto, estas estructuras no han sufrido transporte sino que permanecen “in situ”, en su lugar de origen.

Templos de File

Navegando en los botes, asoman a cierta distancia los pilonos del templo de Isis. Justo por detrás, se aprecia un monte de formas redondeadas constituido por un gran apilamiento de bolos graníticos, como si fuese un verdadero caos de rocas. Constituye un domo granítico muy degradado, también denominado berrocal.

Estela grabada a partir de un bolo granítico

Estela grabada en un bolo granítico incluido en el segundo pilono

Los constructores del templo de Isis (el templo de mayor tamaño de los varios que existen en esta isla) supieron aprovechar el sustrato geológico como cimentación y, a veces, incluso incorporando ciertos elementos geológicos a la propia estructura del edificio, como este gran bolo granítico incluido en el segundo pilono. En él está representando Ptolomeo VI Filometor y Cleopatra II ante Isis y Horus. El texto jeroglífico menciona las donaciones de tierra al templo. El enorme relieve del pilono representa al faraón Ptolomeo XII Neo Dioniso, ante Horus y la diosa Hathor.

Las rocas sedimentarias

Faluca y tumbas de los nobles

En la orilla occidental del Nilo (al otro lado de la localidad de Aswan), se localizan varios afloramientos de rocas cretácicas. Yo no tuve la oportunidad de acercarme, pues las agencias de viajes no suelen incluir visitas a esos lugares, pero sí pude observarlos desde la faluca que nos transportaba al poblado nubio.

El mejor de esos afloramientos se localiza en el monte denominado Gebel Gubbet el-Hawa. En este monte y a media ladera se aprecian ciertas estructuras en forma de vanos de puertas que se corresponden con las Tumbas de los nobles (Imperios Antiguo y Medio).

Sección estratigráfica de Gebel Gubbet el-Hawa

Estas rocas sedimentarias pertenecen al Grupo Nubio, y están constituidas por estratos de areniscas, que dan lugar a resaltes topográficos, intercalados entre capas de lutita y limolita. Pertenecen al Cretácico superior, exactamente al Turoniense – Campaniense, (Klitzsch 1990)[2]. La parte inferior del Grupo Nubio descansa directamente sobre los granitos de Precámbrico, dando lugar a la inconformidad de la que ya he hablado. Según Heldal, T. et al.[3], en la sucesión estratigráfica de Gebel Gubbet el-Hawa, se pueden reconocer tres formaciones geológicas, denominadas de muro a techo (de más a menos antiguas), Formación Abu Agag, Formación Timsah y Formación Umm Barmil.

Fig. 3: Sección estratigráfica en Gebel Gubbetel-Hawa (Heldal, T. Reidulv Bøe, Axel Müller, 2005)

Fig. 3: Sección estratigráfica en Gebel Gubbet
el-Hawa (Tom Heldal, Reidulv Bøe,y Axel Müller, 2005)

La definición e interpretación de la sección estratigráfica queda resumida en esta figura [3]. Quien tenga mayor interés puede consultar la siguiente página web: http://www.quarryscapes.no/

Duna del desierto alcanzando la orilla del Nilo

Por último y ya para terminar, quería mostrar esta impactante imagen de una duna practicamente tragándose algunas construcciones situadas a la orilla del Nilo, justo antes de llegar a la localidad nubia de Gharb Sehel.

Bibliografía:

[1] Shehata Ahmed Abdel Rahim y Hesham Abbas Kamally, 2011: Deterioration of Rock Art Painting at unfinished obelisk quarry in Aswan. In: Journal of American Science, pp. 275 – 281.

[2] Klitzsch, E. 1990: Paleogeographical development and correlation of continental strata (former Nubian Sandstone) in Northeast Africa. Journal of African Earth Sciences, Vol. 10, No ½, pp. 199-213

[3] Heldal T., Bøe R.,y Müller A. 2007: Geology and stone resources of the Aswan West Bank. In Bloxam, E., Heldal, T. and Storemyr, P. (eds.) Characterisation of complex quarry landscapes; an example from the West Bank quarries, Aswan, QuarryScapes report, Deliverable 4, pp. 51–67.

Un recorrido a través de la transgresión del Cretácico superior (parte I)

•diciembre 6, 2012 • 5 comentarios

Según Vera Torres [1], una transgresión  “es un avance o extensión del mar sobre áreas en las que anteriormente había depósito (o erosión) continental debido a una elevación brusca del nivel relativo del mar”.

Las transgresiones que ocurrieron en épocas pasadas pueden quedar reflejadas en las secciones estratigráficas, de forma que se superponen las facies de diferentes medios sedimentarios con una ordenación definida. Una sección transgresiva ideal se inicia en el muro, con asociaciones de facies de medios continentales, sigue con otras propias de medios costeros, sobre ellas las de medios marinos someros y termina con facies de medios marinos pelágicos.

Una de estas secciones estratigráficas se puede reconocer en el entorno de la localidad de Rebolledo de la Torre (Burgos). Desde este lugar, parte un ruta señalizada que recibe el nombre de “Las fuerzas de la Tierra” y que se incluye, junto a otras rutas similares, en la Reserva Geológica de Las Loras, situada al norte de Castilla y León, a caballo entre las provincias de Palencia y Burgos.

Encuadre geológico 

Geológicamente nos encontramos en la Región Vasco-Cantábrica, en la que predominan los materiales mesozoicos.

En el mapa geológico[2] que muestro a continuación, tomado de la Hoja 133, Prádanos de Ojeda, del Mapa Geológico Nacional a escala 1:50.000, se aprecia la localidad de Rebolledo de la Torre, así como el arroyo Congosto, por donde transcurre parte del itinerario, que termina ascendiendo a la ladera suroeste de Peña Mesa.

Mapa geológico Rebolledo de la Torre

En la imagen, predominan los colores amarillos y verdosos propios del Cretácico. En la esquina superior izquierda, aparecen colores morados y azules que se corresponde con formaciones del Jurásico. Toda la ruta transcurre sobre los materiales geológicos del Cretácico, a lo largo de una sección estratigráfica que abarca desde la Unidad 20 del mapa geológico hasta la Unidad 24. Esta sección estratigráfica constituye un hermoso ejemplo de sección transgresiva.

Estratigrafía

Unidad de arenas y conglomerados con lutitas vesicolores y alteraciones caoliníferas (Unidad 20)

En las proximidades de Rebolledo de la Torre, esta Unidad está constituida litológicamente por conglomerados con cantos en su mayor parte cuarcíticos, bien redondeados y con una esfericidad alta, que se asocian con areniscas, sobre todo de grano medio y grueso, con colores amarillos y blancos debido a un proceso de alteración caolinífera. Tanto los conglomerados como las areniscas tienen un grado de cementación bajo (serían gravas y arenas).

Se organizan en secuencias granocrecientes, en las que aparecen sets de estratificación cruzada planar y en surco, con los términos conglomeráticos en las base de las secuencias o en las láminas de la estratificación.

Todas estas características hace pensar que se trata de secuencias de relleno de canal, depositadas en un contexto continental, por sistemas aluviales. Forman parte de la denominada Facies Utrillas.

Según su posición estratigráfica se data desde el Albiense superior hasta el Cenomaniense.

El itinerario sale de Rebolledo de la Torre entre campos de labor que ocultan la geología. Según el mapa geológico andamos sobre los materiales aluviales del arroyo Congosto. Al fondo se observa el clusé de Rebolledo de la Torre (luego hablaré de esta estructura) y por detrás asoma Peña Mesa. Poco a poco nos vamos acercando a esos cortados.

Unidad de areniscas ocres, calizas con ostreidos, margas, lutitas y niveles carbonosos (Unidad 21)

Según nos acercamos al lugar donde parece que la montaña se cierra sobre nosotros, se observa en el margen contrario del arroyo Congosto, y a media ladera, una pequeña mancha de color grisáceo que destaca entre la vegetación. Más allá aparece sobre un campo de labor una pequeña escombrera de color oscuro. Hacia allí nos dirigimos, pues parece ser el único yacimiento visible que aparece por debajo de las calizas que coronan el monte.

Una vez allí, podemos observar un pequeño talud muy derrubiado en el que se aprecian lutitas carbonosas con zonas ricas en lignito.

En las lutitas carbonosas aparecen frecuentes restos de materiales vegetales muy carbonizados.

El cambio de litología respecto de la Facies Utrillas indica una variación en el ambiente sedimentario. Leyendo la memoria del Mapa Geológico, encuentro que estos materiales se interpretan como depósitos en un litoral vegetado en el límite inter-supramareal. Es decir, nos encontramos en la antigua línea de costa que existió en este punto durante el Cenomaniense. Ya se está produciendo una elevación del nivel relativo del mar.

Volviendo sobre nuestros pasos, nos acercamos a la zona donde la montaña se eleva sobre nosotros en una serie de escarpes escalonados. Ya desde lejos podemos intuir un cambio en la litología, pues el color y el aspecto general de las rocas es típico de las calizas. Una nueva variación del medio sedimentario nos espera…

Unidad de margas, calizas, biocalcarenitas y calizas margosas con ostreidos (Unidad 22)

Mirando hacia la izquierda se observa un muro de aspecto inexpugnable que seguramente está constituido por rocas carbonatadas (más adelante las estudiaremos pues pertenecen a otra Unidad diferente) . Bajo este murallón rocoso, la pendiente desciende hasta el valle donde me encuentro a través de una ladera con un suelo bien desarrollado que no permite estudiar la estratigrafía, con la excepción de dos capas, una de las cuales se muestra en la fotografía, de forma parcial, en la esquina inferior izquierda, detrás del álamo.

Según nos acercamos al fondo del valle, aparece esta capa que debe ser superada por el sendero. Una rápida observación me permite reconocer dos litologías diferentes que influyen en el relieve. En la parte inferior aparecen margas y calizas margosas, mientras que en la superior, predominan las calizas arenosas y calcarenitas. La diferente litología influye claramente en la erosión de la capa. Así, las calizas de la parte superior, son más resistentes a la erosión que las margas inferiores, a las que, además, protegen. Como resultado, las calizas sobresalen dejando bajo ellas una concavidad en forma de abrigo natural.

El aspecto de las margas y calizas margosas del tramo inferior es el que aparece en esta fotografía. Son muy nodulosas, debido a un intenso proceso de bioturbación, proceso originado por la removilización del sedimento, que en su día formó el fondo del mar, por organismos sedimentívoros. Esta facies de margas y calizas margosas nodulosas, es típica de un ambiente marino en zonas de baja energía por debajo de la influencia de las mareas. En cambio, las calizas arenosas y calcarenitas del tramo superior, indican un ambiente submareal más energético. Por lo tanto, ya estamos en un ambiente sedimentario marino somero. Continuamos ascendiendo en la ruta (y en la sección estratigráfica) hacia el muro de aspecto inexpugnable.

Unidad de calizas y biocalcarenitas (Unidad 23)

Este resalte topográfico destaca vigorosamente en el paisaje, impidiendo, aparentemente, continuar nuestra ruta. No obstante una observación más atenta, permite descubrir un sendero que asciende sin ninguna dificultad entre los derrubios de la pared (a la derecha de la fotografía), para, a continuación, girar a la izquierda, siguiendo un plano estructural inclinado que de forma progresiva va ascendiendo.

Según vamos ascendiendo, se va comprendiendo cómo está organizada la unidad estratigráfica en forma de barras calcáreas resistentes a la erosión y separadas entre sí por materiales más deleznables. Estas barras son muy continuas lateralmente (como se aprecia en esta foto o en la que abre este artículo) y se repiten en la vertical hasta 5 veces, siendo la tercera la de menor potencia. Por lo tanto, existe una cierta disposición cíclica de los materiales sedimentarios.

Si seguimos caminando encontramos un panel interpretativo que nos aclara de forma sencilla lo que acabamos de ver.

Tras leer detenidamente el panel interpretativo, nos damos cuenta que cada uno de estos ciclos está organizado internamente de forma similar a la barra calcárea de la Unidad 22 que he descrito anteriormente, con una parte inferior constituida por calizas nodulosas y una parte superior constituida por calcarenitas y calizas tableadas.

La parte inferior de la secuencia está constituida por calizas nodulosas en las que se pueden observar galerías excavadas por algún organismo infaunal.

A veces pueden encontrarse corales solitarios en el interior de los nódulos. En este ejemplar se reconocen perfectamente los septos que se disponen en forma radial.

Estas características reflejan que el depósito se produjo en zonas fuera de la influencia del oleaje y de las corrientes submarinas, por lo tanto, a una cierta profundidad.

Sobre las calizas nodulosas se deposita un tramo constituido por varios estratos de calcarenitas bioclásticas con estratificación cruzada.

Una mirada más atenta a estas calcarenitas permite descubrir una gran cantidad de bioclastos, como el resto de la valva de un ostreido que muestro en la foto.

Otras veces, el tramo superior de las secuencias está constituido por calizas tableadas que muestran una estratificación cruzada u ondulada.

Todo esto indica que el tramo superior de cada secuencia se depositó en condiciones también submareales, pero en áreas de menor profundidad en las que el sedimento se vio afectado por la acción del oleaje y de las corrientes submarinas.

El conjunto de ambos tramos, calizas nodulosas en la base y calcarenitas o calizas tableadas a techo, forman lo que se conoce en geología como una secuencia de somerización. Es decir, el paso desde la base al techo de cada una de estas secuencias, indica una evolución hacia condiciones progresivamente menos profundas. El inicio de una nueva secuencia implica una rápida profundización en las condiciones de sedimentación. Se establece así un proceso cíclico de regresión-transgresión. Y todo esto englobado en un contexto general transgresivo, ya que comenzamos con sedimentos depositados en un ambiente continental, que pasan a sedimentos de medios costeros y se termina con materiales depositados en un contexto marino.

Bibliografía:

[1] Vera Torres, J.A. (1994). Estratigrafía. Principios y métodos. Ed. Rueda, S.L. Madrid

[2] López Olmedo, F., Enrile Alvir, A, y Cabra Gil, P. (1997). Mapa Geológico de España 1:50.000, hoja nº 133 (Prádanos de Ojeda). ITGE

El pliegue acostado de Bernera (Pirineo central aragonés)

•junio 8, 2012 • Dejar un comentario

Sinclinal acostado en la falda sur del Pico Agüerri

Un día de montaña por los Pirineos oscenses puede deparar sorpresas tan inesperadas y agradables, como la visión de un espectacular pliegue de grandes dimensiones que se extiende por la ladera de una gran montaña. Este artículo trata sobre dicho pliegue, que en la literatura geológica se le conoce como el sinclinal de Bernera. Viendo la fotografía, parece ser un pliegue acostado (también llamado recumbente), con el plano axial horizontal, y cuya convexidad es hacia la derecha (hacia el este); dicho de otra forma, el pliegue se abre hacia la izquierda de la fotografía (hacia el oeste) . O eso es, al menos, lo que parece. Un estudio del mapa geológico permite darnos cuenta de nuestro error. ¡No todo es tan sencillo como aparenta! Pero comencemos por el principio…

Contexto geográfico

Nos encontramos en la zona occidental del Pirineo central aragonés, a caballo entre los valles de Echo y Aragüés. La excursión que permite la observación del pliegue, parte del refugio de montaña de Lizara, en la cabecera del río Osia. Este refugio, a 1540 m de altura, se encuentra guardado todo el año. Desde sus inmediaciones parte un camino con marcas del GR 11.1 que asciende hasta el collado de Foratón, a 2016 m. Una breve ascensión permite ganar fácilmente la herbosa cima del Puntal Alto de lo Foratón (2154 m), desde donde está tomada la fotografía que encabeza este artículo. La montaña que se ve en el centro, es el Pico Agüerri de 2447 m, y en su falda sur se aprecia este precioso pliegue.

Marco geológico

Desde el punto de vista geológico, nos encontramos en la cobertera del Cretácico superior-Eoceno, inmediatamente al sur de la zona axial pirenaica. Esta cobertera origina un conjunto de sierras de relieve escarpado, conocidas como las Sierras Interiores. El propio Pico Agüerri pertenece a las Sierras Interiores.

En este mapa geológico, tomado de la Hoja 144: Ansó, del Mapa Geológico de España a escala 1:50.000, he señalado con un trazo de puntos rojos la ruta. Desde la Punta Agüerri (señalada en el mapa) hacia el sur aparecen varias estructuras tectónicas. La estructura situada más al norte es la traza supuesta de un cabalgamiento. A continuación aparece la traza curva de nuestro pliegue, cortada por varias fallas transversales. La simbología nos indica que es un sinclinal con un flanco invertido (más adelante hablaré de lo que esto). Hacia el sur aparecen otros cabalgamientos de los que no vamos a comentar nada en este artículo.

Estratigrafía

Son cinco las Unidades Estratigráficas que forman el pliegue. De más antiguo a más moderno tenemos:

UNIDADES ESTRATIGRÁFICAS DEL CRETÁCICO SUPERIOR

  • 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. Afloran en la cima y sus proximidades de la Punta Agüerri.

UNIDADES ESTRATIGRÁFICAS DEL PALEOCENO

  • Unidad 19 del mapa geológico: Dolomías y calizas (Formación Salarons)

Es una unidad que forma un nivel poco competente, por lo que no se distingue con claridad en la fotografía.

  • Unidad 20 del mapa geológico: Calizas de algas

Las calizas de algas reciben su nombre por estar constituidas por calizas micríticas ricas en algas rodofíceas (Lithothamniun), en las que se intercalan niveles bioclásticos. Afloran dando lugar a un paquete competente y masivo de color claro muy característico en las Sierras Interiores. De hecho, es en estas capas calizas donde se observa fácilmente el pliegue.

UNIDADES ESTRATIGRÁFICAS DEL EOCENO

Las siguientes dos unidades forman el núcleo del pliegue. A la distancia a la que está tomada la fotografía no se puede apreciar la diferencia entre ambas unidades, debido a que destacan poco en el paisaje.

  • Unidad 22 del mapa geológico: Calizas con sílex
  • Unidad 23 del mapa geológico: margas y megabrechas

Estructura tectónica

Todas estas unidades se disponen formando un sinclinal. Un sinclinal es un pliegue en el que los materiales geológicos más modernos se localizan en su núcleo.

Los pliegues se clasifican de acuerdo con el buzamientos de su plano axial, en verticales (90º), inclinados, tumbados, y acostados o recumbentes (<10º). Los pliegues inclinados y los tumbados tienen la superficie axial con un buzamiento comprendido entre 10º y 90º. Se diferencian entre sí en que para ser tumbados, los dos flancos deben buzar hacia el mismo lado. Para ello, uno de los flancos debe tener las capas en posición invertida , con las más modernas debajo y las más antiguas encima. A ese flanco se le denomina invertido. Los pliegues acostados también tienen un flanco invertido.

Sinclinal recumbente bajo Pico Agüerri

El sinclinal de la fotografía tiene el flanco superior en situación invertida. Arriba se sitúan las Unidades Estratigráficas más antiguas (la cima de la Punta Agüerri queda coronada por las Areniscas de Marboré del Cretácico superior) y hacia abajo se van disponiendo Unidades progresivamente más modernas. En el núcleo del sinclinal afloran ya unidades del Eoceno.

Aparentemente el pliegue es convexo hacia la derecha (hacia el este, ya que los bordes izquierdo y derecho de la fotografía marcan el oeste y el este respectivamente). En este caso, la línea de charnela sería perpendicular a la fotografía (dirección aproximada norte-sur). Un vistazo al mapa geológico desmiente esta suposición.

La traza axial del pliegue (la línea oscura del mapa que resulta de la intersección de la superficie axial con la superficie topográfica) se extiende de este a oeste y no de norte a sur. Es decir, la línea de charnela es paralela a la fotografía. Por lo tanto, el pliegue es convexo hacia el interior de la sierra (hacia el norte).

Esta aparente contradicción entre lo que vemos en la fotografía, y lo que nos muestra el mapa geológico debe tener una explicación. La solución radica en la observación del mismo pliegue bajo otro ángulo de visión. Una perspectiva adecuada se obtiene desde el collado de Lo Foratón.

Pliegue acostado de Bernera

En esta fotografía se puede apreciar la vertiente este de la Punta Agüerri y el pliegue de estudio, desde otra perspectiva. La zona de charnela está oculta detrás de las estribaciones que bajan del Bisaurín. Pero se adivina que el pliegue es convexo hacia la derecha de esta fotografía (hacia el norte), y no hacia el este, como parecían mostrarnos las fotografías anteriores.

La superficie axial está ligeramente inclinada hacia el norte (menos de 10º). Por lo tanto, podemos comprobar que el pliegue es un sinclinal acostado o recumbente. El flanco superior está en posición invertida. El flanco inferior, en posición normal, sufre un nuevo plegamiento, dando lugar a un pliegue muy abierto, tal y como se ve en la parte izquierda de la fotografía (para ello hay que fijarse en las capas claras pertenecientes a las Calizas de algas).

Cabe preguntarse, ¿por qué en las fotografías del principio del artículo, el pliegue parece ser convexo hacia el este? La respuesta es sencilla: es un efecto óptico debido a la existencia de una vaguada que se interna hacia el norte entre las montañas del Pico Agüerri y del Bisaurín. Al mirar el pliegue desde el sur, no se aprecia con claridad la profundidad de la vaguada, por lo que parece que la zona de charnela queda a la misma altura que el resto del pliegue.

Bibliografía:

Teixell, A.; García-Sansegundo. J. y Zamorano, M. (1994): Mapa Geológico de España E. 1:50.000, Hoja nº 144 (28-08) (Ansó). Memoria explicativa por A. Teixell, J. García-Sansegundo y M. Zamorano, 62 p. (1994). Instituto Tecnológico Geominero de España, Madrid.

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

•febrero 22, 2012 • 1 Comentario

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 este sendero del Pirineo Navarro (http://www.turismonavarra.com/paseos/zona2/recorridoPie4.htm)

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 cauce 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 la 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.

Bibliografía:

Ramírez, J.I.; Olivé, A. : Mapa Geológico de Navarra E. 1:25.000, Hoja nº 143-III (53-16) (Navascués). Memoria explicativa por A. Hernández et al., 47 p. Gobierno de Navarra. Departamento de Obras Públicas, Transportes y Comunicaciones, Pamplona.

El lago salino (Tuz Gölü) de Turquía

•febrero 20, 2012 • 2 comentarios

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

•enero 28, 2012 • 1 Comentario

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 [2].

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

Esta leyenda [1] 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.

Bibliografía:

[1] Teixell, A.; García-Sansegundo. J. y Zamorano, M. (1994): Mapa Geológico de España E. 1:50.000, Hoja nº 144 (28-08) (Ansó). Memoria explicativa por A. Teixell, J. García-Sansegundo y M. Zamorano, 62 p. (1994). Instituto Tecnológico Geominero de España, Madrid.

[2] A. Teixell y J. García-Sansegundo. (1995): Estructura del sector central de la Cuenca de Jaca (Pirineos meridionales). Rev. Soc. Geol. España, 8 (3): 215-228.

 
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