Nos hacemos eco de la detallada y expresiva narración aparecida recientemente en el blog "Una breve historia de casi todo" en torno a la excursión que se celebró el día 9 de mayo a lo largo de la provincia de Salamanca con motivo del Geolodía 2015. Se trata sin duda de una extraordinaria ocasión para conocer de cerca cuales son los entresijos de la geología de nuestra provincia y, poder así, divulgar mejor esta ciencia a veces tan oscura. Pablo a contribuido a esta titánica labor de divulgación pendiente en nuestro país.
Por eso, agradecemos enormemente a @Pablo_Mcoronado su trabajo y os invitamos a ver y seguir su blog y a no perder detalle de todo lo que nos aclara y dilucida en sus redes sociales.
(Por Pablo M. coronado)
“Esta publicación participa en el XII Carnaval de Geología alojado por El neutrino“
El conocimiento del entorno cuando visitas la
naturaleza, te hace situarte y comprender mucho más lo que estas visitando, si
conoces o sabes interpretar como y porque se ha formado ese paisaje
geológicamente, también puedes saber qué tipo de flora puede crecer en ese
terreno, y a la vez sabes también porque existen tal tipo de fauna. Si miras el
terreno más detalladamente, podremos distinguir fallas, tipos de minerales o
fósiles.
Gracias a Geolodía, todos los años se celebra la
fiesta de la geología, que entre colaboradores y coordinadores hacen
posible divulgar la geología al público en general, para así poder entender y
comprender el paisaje que visitamos.
Una de las muchas rutas que se han realizado este año,
se encuentra la ruta de Los Arribes del Duero, la cual quiero reflejar en este
artículo para promocionar y potenciar la importancia de estas iniciativas y en
concreto esta ruta geológica que recomiendo a todo el mundo.
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Mapa geológico del itinerario de Geolodía 2015.
Foto cedida por @geolodiasalaman |
Al final del Devónico y durante el Carbonífero (aprox.
400 millones de años), se origina la formación de un gran supercontinente
Pangea, al colisionar el gran continente de Gondwana al que se encuentra
adosada la placa Ibérica, con otro supercontinente, Laurasia (Laurrusia). Este
choque genera una gran cordillera u Orógeno denominado Varisco o Hercínico y
pliegan los materiales del fondo marino que existían entre ambos continente.
Estos materiales emergen a cotas elevadas, de forma similar al choque entre la
placa India y la placa Euroasiática que genera el Orógeno del Himalaya. A
medida que emerge el Orógeno Varisco, las cordilleras formadas por el
plegamiento, se desmantelaron por la erosión de sus relieves entre el final del
Pérmico y parte del Mesozoico, formándose penillanuras que sirvieron de zócalo
rígido para la sedimentación mesozoica y cenozoica posterior. Los restos se han
dividido en macizos independientes a causa de la fragmentación posterior de
Pangea por la apertura del Atlántico, la formación del Mediterráneo y la
Orogenia Alpina.
Al engrosamiento cortical del Orógeno Varisco sucede
una larga etapa de extensión y adelgazamiento cortical, que propicia una nueva
anatexia, esta vez Varisca, generándose un gran volumen de magma, en gran parte
como consecuencia de fundir los gneis glandulares o antiguos granitos, dando lugar
a los leucogranitos de dos micas que se extienden por gran parte del Domo del
Tormes.
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Esquema evolutivo de la evolución de la placa entre el Ordovícico y el Carbonífero.
Foto cedida por @geolodiasalaman |
Parada 1
Comenzamos la ruta en Juzbado (@aytojuzbado), que se encuentra
ubicado sobre peñas y berrocales graníticos muy especiales.
Un proceso de colisión entre placas hace 308 millones
de años, originaron unas tensiones y unas fuerzas antagónicas que
hicieron que los granitos ubicados a una profundidad entre 10-15 Km ,se
deformaron o milonitizados como si fuera plastilina como consecuencia de
la cizalla pero sin llegar a la rotura , con lo que se conoce como deformación
dúctil, con lo cual provocó que los minerales de color claro que componen estos
granitos el cuarzo / feldespato ,se alargaran y estiraran, en
cambio las dos clases de micas que están compuestos estas rocas graníticas;
biotita y moscovita, se reagruparon dándole una forma muy clara de líneas
oscuras.
La Cizalla Dúctil de Juzbado-Penalva do Castelo, tiene
una longitud de más de 160 Km de longitud, cuyo testimonio geológico preservan
múltiples afloramientos entre el municipio Tormesino de Juzbado y la localidad
portuguesa de Penalva do Castelo.
En el mismo pueblo de Juzbado se encuentra el Museo de
la Falla un museo geológico en torno a una zona de cizalla y los paisajes
de la ribera del Tormes, muy recomendable visitar para comprender mejor la
zona.
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| Granito milonitizado, se puede apreciar el cuarzo y feldespato alargado y las líneas negras de la biotita y moscovita. Foto: cedida por @aarcudi |
Desde Juzbado hasta la próxima parada Peñagorda, si
nos fijamos en dirección NO, veremos un conjunto de afloramientos de carácter
filoniano que se originan cuando el magma se abre paso hacia la superficie a
través de filones y se solidifica en su interior, en el que se pueden incluir
diques con un proceso de cristalización fraccionada de los magmas
residuales, cristalizando alrededor de los plutones y rocas circundantes (pegmatíticos) asociados a los leucogranitos (dos micas), pórfidos
graníticos de dirección E-O y diques de cuarzo de dirección NNE-SSO, conocidos
como <<sierros>>. El granito de estos filones tiene aspecto cremoso
siendo su color rosáceo, esto es debido es que a través de estos filones
el agua ha manado lavando el sílice del granito, dejando este aspecto cremoso,
en muchos lugares a través de estas fisuras se suelen encontrar manantiales que
a través de la roca ha sido el único lugar por donde el agua ha podido brotar.
Parada 2 Peñagorda
Peña Gorda, como es conocida por los habitantes
de la zona, es una mole de piedra de episenita, que se yergue al N.W. de
la provincia de Salamanca, dentro del Parque Natural de las Arribes del Duero,
cerca de Aldeadávila.
Hace más de 300 millones de años, la superficie de
arrasamiento estaba por encima de la Peña, una erosión lenta, pero continúa,
fue disgregando la masa rocosa granítica de alrededor. Ésta estaba muy
fracturada, lo que hizo progresar la erosión por las fracturas. Con el paso del
tiempo fue quedando aislado lo que es la Peña, convirtiéndose en un relieve
residual.
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| Mapa geológico, contorno del Inselberg y dirección de diaclasas de los alrededores de Peñagorda. Foto cedida por @geolodiasalaman |
Su carácter Dómico o de monte-isla tipo Inselberg se
manifiesta por una elevación nítida de 41 metros de altura y 71 metros de
diámetro, con paredes abruptas y culminación alomada, que se eleva sobre la
llanura granítica circundante, incipientemente deprimida en la periferia del
encajamiento fluvial arribeño. Su singularidad radica, sobre todo, en su color
rosáceo. Constituye un contrapunto inesperado a la adustez de la penillanura,
que impone, el sotobosque y sus discretos pastizales.
Origen del color rojo de La Peña:
Desde un punto de vista petrológico, la Peña roja de
Peñagorda es una episionita, que es una roca formada por alteración hidrotermal
de un granito solidificado. Los fluidos, a una temperatura entre 400 y 600ºC,
pueden llegar a disolver el sílice del granito original (con cuarzo>20%),
resultando una roca muy porosa con menos de un 5% de cuarzo (sienita). La
disolución y transformación del cuarzo, plagioclasas calcita y biotita, da
lugar a la formación de cloritas, albita, epidotas y, a veces, un nuevo cuarzo.
El proceso conlleva, además, un relleno de
oxi-hidróxidos de hierro en los micro-huecos del feldespato potásico, lo que
imprime a la episiwnita a su color rojo característico.
La exposición posterior a fenómenos meteorológicos
hace que en la parte superior aparezca descamación de la roca, pilones y
“tafonis”, estructuras geológicas formadas por procesos erosivos y
meteorización en las paredes inclinadas de la roca.
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El profesor F. Javier López Moro presenta la Peñagorda en Geolodía 15.
Foto: @Pablo_MCoronado |
El granito original y estructuras asociadas:
A pesar de este intenso proceso de alteración se
reconoce parcialmente la mineralogía del granito de dos micas; y sobre todo, se
reconoce su textura ligeramente inequigranular porfídica, así como sus
estructuras magmáticas formadas durante la evolución o diferenciación a
temperaturas comprendidas entre 850 y 600ºC, como capas con biotita y
orientación preferente de cristales por el flujo del propio magma. Mucho más
evidentes son los diques de pegmatita (de grano muy grueso) y de aplitas (de
grano muy fino), que son rocas formadas al separarse los fluidos que el magma
tenía disueltos y que sobrepasa su solubilidad con la cristalización. Estas
pegmatitas y aplitas se encuentran también episienitizadas, indicando que los
fluidos de la episienitización no tuvieron que ver con la evolución del magma,
sino con un proceso de infiltración a través de fracturas que acaeció millones
de años después.
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El profesor F. Javier López Moro presenta la Peñagorda en Geolodía 15.
Foto: @Pablo_MCoronado |
Los filones de cuarzo y la fracturación:
La zona episienitizadas incluye diversas familias de
filones de cuarzo, resultantes tanto de la episienitización como de actividades
hidrotermales posteriores. El propio Inselberg contiene también fracturas y
varias familias de diaclasas (roturas en la roca sin desplazamiento), que se
desarrollan los ciclos Alpinos. . Gran parte de estas discontinuidades se
localizan en los bordes del Inselberg.
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Filones de cuarzo.
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El relieve:
Durante el encajamiento de la red fluvial se produce
el relieve residual de Peñagorda; su punto de altitud máxima es de 735 m. y
coincide con la de otros relieves residuales situados hacía el Este, sugiriendo
que el arrasamiento previo, desarrollado durante el Plioceno-Pleistoceno, se
habría estabilizado a esa altitud.
Datación:
En realidad esta episienita no ha sido datada lo que
pasa en otras zonas se ven rocas como esta que permiten datar la roca a partir
de minerales que contienen elementos radioactivos. En el caso de Pino de oro,
que era episienita con oro pues ahí hay un mineral que tiene básicamente Uranio
y se ha datado con una edad de 275 millones de años. En el sistema central que
hay ese mismo tipo de roca la edad es similar, parece ser que este
proceso de episienitización suele ser el mismo en toda la zona del macizo ibérico.
Actualmente se están realizando mejores dataciones y no se descarta, que sea
alrededor de 300millones de años. Tampoco se descarta que tenga relación con la
cizalla de Juzbado, es una estructura que permite una circulación de fluido de
gran escala en esa zona, en el caso de Pino de oro, es una zona también de
cizalla que se ha producido por circulación de fluidos y el proceso de
episienitización, así que el dato de la edad que se ha hecho ha sido por
extrapolación.
El modelado final:
Los tafoni o huecos desarrollados sobre las paredes de
La Peña constituyen la forma más representativa del modelado erosivo último,
aunque probablemente su formación se iniciara por la interacción con el suelo.
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Huecos desarrollados sobre las paredes de Peñagorda.
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Conclusiones sobre la formación del inselberg:
- La roca
episienítica en sí misma no es la causa ya que aflora también fuera del
Inselberg.
- Las
fracturas y diques, que delimitan, en gran parte, las paredes del
Inselberg, pudieron haber “ralentizado” el proceso erosivo, al blindar el
cuerpo residual episienítico.
Parada 3. El balcón del Fraile
Esta siguiente parada presenta dos zonas de interés;
la primera está junto a la central eléctrica situada enfrente del área
recreativa, donde podemos a preciar diferentes sistemas de diaclasado,
fracturas relacionadas con procesos compresivos y estructuras de descamación
por descompresión.
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El Profesor Mariano Yenes Ortega presenta los granitos de la frontera junto a la subestación de la central de Aldeadávila de la Ribera.
Foto cedida por @geolodiasalaman (Autor: J. Jablonski) |
Hace como 35 millones de años, se produce la Orogenia
Alpina que es el choque de las placas ibéricas con el resto de Europa. En
concreto, se formaron de oeste a este: Atlas, Rif, Cordilleras Béticas,
Cordillera Cantábrica, Pirineos, Alpes, Apeninos, Alpes Dináricos, Pindo,
Montes Cárpatos, Montes Balcanes, Montes Tauro, Cáucaso, Montes Elburz, Zagros,
Hindu Kush, Pamir, Karakórum e Himalaya. , que ocurren con las rocas de hace 300millones de años que estaban ahí anteriormente, que corresponde con el
granito de la cizalla que ya están solidificadas y ahora ha ocurrido una nueva
Orogenia la Alpina.
Esta nueva respuesta puesto que este granito ya no es
dúctil, la profundidad es menor y el granito ya está solidificado ocurren
varias cosas, lo que ocurre es una respuesta frágil del granito, el granito
siempre responde frágilmente con sistema de diaclasa, un diaclasa es una
fractura de la roca sin movimiento de la roca, no hay movimiento simplemente se
fractura. En la figura se puede ver fracturas, verticales, perpendiculares y
otras fracturas subhorinzontales, esas fracturas son fracturas de descompresión
cosa muy típicas, en principio tenemos el granito a 15 km bajo sedimentos, esto
se va erosionando se va descomprimiendo y cuando se descomprime rompe. Esta
descompresión subhorizontal se ve siempre en los granitos. Los granitos siempre
tienen estos tres sistemas de diaclasa, puede haber más pero estos tres
tipos siempre están, dos verticales octogonales entre sí y otro subhorizontal,
eso produce una zona de degradación del granito cuando entra agua, se va
erosionando, al final lo que tenemos es el paisaje de berrocal, de bolos, pero
el origen es el mismo el agua va alterando y va erosionando el granito, por el
sistema de diaclasa, y queda piedras caballeras, bolos, etc.
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Evolución de la descamación en las formas de Inselberg de Aldeávila.
Foto cedida por @geolodiasalaman |
En el dibujo también se puede observar dos
sistemas de respuesta frágil de la roca que es una falla, tenemos dos
fallas, a veces las fallas no van solas sino que se conjugan, en esa falla lo
que observamos es movimiento, con el movimiento la roca se tritura denominado
cataclasita, que es una respuesta frágil de la roca.
El segundo punto de interés está localizado en el
mirador del Fraile, donde podemos observar dos aspectos geomorfológicos
notorios:
1.- En el mirador del fraile lo que encontramos
prácticamente es morfología de tipo crestones, que es el granito muy poco
erosionado a medida que la erosión va aumentando, que como hemos dicho
anteriormente el granito se deforma a través de las grietas, por el agua,
viento, etc. empezamos a tener granito de forma más redondeado y pasa a
llamarse Domos, si el Domo está muy poco erosionado tiene forma de cúpula y se
llama cupuliforme, también puede tener forma de campana y se llamaría
campaniforme, a medida que se va alterando el granito, tenemos fragmentos de
bloques meteorizados, sueltos pero que siguen conservando la morfología
de Domo, estas morfología de Domo pero que ya están sueltos , con arena entre
uno y otro recibe el nombre de Berrocal, es decir un Berrocal es un Domo
degradado, la Pedriza en cambio es muy distinto al Berrocal, la Pedriza es un
Berrocal pero más erosionado está ya muy degradado, la diferencia entre la
Pedriza y el Berrocal es que la forma del Domo ya no aparece lo que
aparece es el bloque unos encima de otro y la arena que en principio estaba
entre los bloques se ha lavado, y queda en equilibrio algo inestable dando
lugar a piedras caballeras, bloques que parecen que se van a caer. Cuando vemos
que ya no hay ninguna forma de redondez, lo que se obtiene son bloques sueltos
y dispersos por el paisaje y eso serían Tors o incluso Lanchares. El siguiente
paso serían Navas que es la alteración finalizada, las Navas son depresiones
que se ha transformado en arena de playa, esto sería en cuanto a la
geomorfología.
2) El Duero no existía hace 300 millones de años, los
ríos del macizo desembocaba en el mar cantábrico, todos los ríos desemboca en
el Cantábrico, los sedimentos se depositan en el páramo de Valladolid, mientras
en el norte se empieza a levantar el cantábrico y los pirineos , por el norte
se introduce el golfo de Vizcaya y hace levantar toda la península, eso hace
subir la cantábrica y cierre toda la cuenca haciendo una configuración
endorreica (es como un lago), eso ocurre durante al Cretácico, los últimos
territorios de esta sedimentación abierta al cantábrico pero ya empieza a
cerrarse los agujeros creados y se van rellenando a medida que se
va rellenando se uniformiza toda la superficie así que todo va al Cantábrico en
esta época es ya en el neógeno, cuando todos los relieves empiezan a ser
positivos, el Guadarrama ya está elevado al sur, al este ya tenemos toda la
ibérica, al norte la cantábrica y por el oeste la sierra de la culebra el
sistema de los montes leoneses, la cuenca empieza a ser cerrada, si en una cuenca
se van depositando todos los sedimentos ,esta cuenca se empieza a hundir y
existen varios puntos donde se depositan estos sedimentos esos
lugares se llama depocentro, que es el punto donde se depositan los
sedimentos en la figura son los puntos verdes, en la cuenca del Almazan, cuenca
de La Bureba. Que sucede en Portugal, viene un pequeño rio que comienza a
excavar hacía el este y traspasa todo lo que son los cerros digamos que corta
la sierra de la culebra se mete en el Duero y es cuando la cuenca bascula hacía
el atlántico y tenemos abierta la cuenca del Duero hacía el atlántico, en la
escala del tiempo estamos hablando sobre el Mioceno, al finales del mioceno
cuando la cuenca hace el basculamiento hacía el atlántico, aprox 5.3 millones
de años.
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Izquierda; Alineaciones estructurales de la cuenca del Duero, marcando horst y graben. Derecha; Esquema paleogeográfico de la etapa endorreica neógena.
Foto cedida por @geolodiasalaman |
En consecuencia, Las Arribes del Duero se forman en la
etapa exorreica en la cual la red fluvial alcanza el nivel de base atlántico y
comienza su encajamiento con el consiguiente desarrollo de todo un conjunto de
procesos, de entre los cuales los erosivos van a ser los más importantes. Es
especialmente notorio la diferencia de cota entre ambos niveles de base; se
puede estimar una altura de cerca de 900m para la etapa endorreica al final del
Mioceno (páramos de Valladolid) y 0 m sobre el nivel del mar para la tapa
exorreica (actual nivel de base en Oporto). La incisión total en el basamento
Varisco o Ibérico que limita occidentalmente a la cuenca del Duero (Arribes del
Duero), es de unos 600-700 m con tasas de incisión de 2 o 3 mm/año se calcula
que aproximadamente en unos 600 000 años se hicieron los cañones de los Arribes
del Duero. Ver figura
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| Perfil longitudinal del río Duero (arriba) y fases de encajamiento en etapas exorreicas (abajo) Foto cedida por @geolodiasalaman |
Parada 4. Mirador de Saucelle:
En esta parada se aprecia en el margen derecho del río
Duero el sinclinal colgado de las cuarcitas ordovícicas, similar al que
encontramos en los mismos materiales geológicos de la Peña de Francia. Se
observan cambios de pendientes existentes en la ladera debido a las diferentes
fases de coluviones y su descalce por el propio río. Los viñedos se ubican en
las zonas de derrubios de menor pendiente cercanos al cauce fluvial.
Los viñedos en las Arribes del Duero, tanto en la
vertiente española como en la vertiente portuguesa, podemos encontrarlos en
suelos desarrollados en cualquiera de las litologías presentes en la zona. Sin
embargo, existe una mayor concentración de viñedos en los suelos
desarrollados sobre rocas metamórficas (pizarras, esquistos y gneis) que en los
desarrollados sobre rocas ígneas (granitos).
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| Vista general del encajamiento del río Duero, a la derecha en la parte superior podemos observar el sinclinal. Foto cedida por @geolodiasalaman (Autor: J. Jablonski) |
En general, los suelos desarrollados sobre todas las
litologías dominantes en la zona van a ser suelos ácidos, pobres en carbonatos
y contenidos muy escaso en materia orgánica. Los suelos desarrollados sobre
rocas graníticas desarrollan textura arenosa, su profundidad es variable,
aunque generalmente inferior a 50cm, y con frecuentes afloramientos de la roca
granítica. Estas características, junto a la pendiente, hacen que sean suelos
que drenan bien. Los suelos desarrollados sobre ortogneises, al tratarse de
rocas graníticas metamorfizadas, van a ser muy similares a los suelos
desarrollados sobre rocas graníticas.
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Los profesores J. Ángel González Delgado, Antonio Martínez-Graña y Gaspar Alonso Gavilán explican en Saucelle el encajamiento del río Duero. Al fondo Portugal.
Foto cedida por @geolodiasalaman |
Los suelos desarrollados sobre esquistos y pizarras
son de profundidad muy variable, generalmente algo mayor que los desarrollados
sobre rocas graníticas, debido a que se meteorizan más fácilmente. Van a ser
suelos muy micáceos, con fragmentos de roca planares y en los que predominan el
tamaño arena. Esto hace que drenen bien, si bien la textura foliada y
composición micácea hace que retengan mejor la humedad.
Parada 5. Mirador Penedo
Durão:
En esta parada reconoceremos estructuras orgánicas in
situ denominadas Cruziana, que fueron realizadas por Trilobites al desplazarse
sobre el interior de un fondo marino, poco profundo, arenoso y gélido, hace
unos 480 millones de años, Penedo Durão, situado al Suroeste de Freixo
de Espada à Cinta (Portugal) es un escarpe cuarcítico (originariamente eran
arenas, que han sufrido un intenso metamorfismo que las ha transformado en
cuarcitas), de unos doscientos metros de espesor que geológicamente
pertenece a la formación Marao. De edad Ordovícico inferior (480 millones de
años). Por debajo de estos materiales y hasta el río Duero, los materiales
antiguos que se ven ( de unos 300 metros de espesor) son más pizarrosos (limos
y arcillas en origen, que han sufrido también un amplio metamorfismo),
agrupados en la Formación Desejosa, datados como Cámbrico inferior, unos 520
millones de años. Así pues, el desnivel que existe entre la parte más alta de Penedo Durao y el río Duero, visible
desde la Parada 4, es de unos 500 metros.
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Plegamiento de limonita y cuarcita en el centro de la foto.
Foto. @PabloM_Coronado |
Otros materiales muchos más recientes, del
Pleistoceno, se acumulan también formando variados depósitos de ladera. El
contacto entre los materiales del Cámbrico Inferior y el Ordovícico Superior,
forma una discordancia angular, ya que varían aprox. 40 millones de años de
registros y, además, los estratos del Cámbrico y del Ordovícico no son
concordantes. Aunque en la zona de la parada no es visible, sí lo es a pocos Km
al NE de Freixo, detrás de la estatua de la virgen maría, se observan pequeñas
capas de cuarcita que alternan con otras de limonitas y pizarras, suavemente
deformadas, que forman numerosos pliegues de pequeña escala, y entre las que
pueden observarse varias Cruzianas que son las marcas (icnofósiles) de la
actividad del desplazamiento y excavación que realizaron los Trilobites
(artrópodos dominantes durante todo el Paleozoico, que se extinguieron al final
del Pérmico, hace 252 m.a, en la extinción masiva más importante que ha
afectado al planeta, que hizo desaparecer más del 90% de los organismos marinos
y el 70% de los terrestres). Estas pistas, cuya morfología podemos imaginar si
desplazamos dos dedos de la mano unidos, por encima de arena, es de morfología
bilobulada y suele presentar una estriación típica, que indica el sentido del
desplazamiento del animal.
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| Cruziana. Foto: Javier Mena |
En sedimentos de la misma edad en Salamanca (sierra de
Francia), es muy común encontrar trozos de cuarcita con estas mismas pista,
algunas de las cuales llegan a formar un auténtico museo al aire libre (como en
el espectacular caso del pueblo de Monsagro, que visitó en el Geolodía-14).
Desde el punto de vista paleontológico estas pistas adquieren mucho más valor
cuando forman parte de los estratos, estando in situ, como se aprecia en esta
parad, que se puede observar y cuantificar la diversidad morfologías y tamaños,
y establecer características de cómo eran los ambientes en donde vinieron los
trilobites que las originaron. Es muy interesante tener en cuenta que hace 480
millones de años, la zona que se visita formaba parte de un ambiente marino
poco profundo, con un fondo arenoso, en el Hemisferio Sur, muy cercano al Polo
Sur.
Fuentes:
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