- Alto Gállego geology.
Temas y lugares a descubrir en la geología del Alto Gállego
Después de una pequeña introducción a nuestra comarca, vamos a proponerte diferentes temas en relación con la geología y que aqui tienen especial relevancia.
-Cordilleras alpinas.
-Edad de las rocas en el Alto Gállego.
-Centro interpretación glaciares de Senegüé.
-Valles colgados en la morfología glaciar.
-Interpretación de materiales e historia geológica en la subida a la collada Satué (Sabiñánigo).
-El batolito de Cauterets-Panticosa.
-Las marmoleras del Infierno.
-Los volcanes de Midi d’Ossau y Anayet.
-Las Megaturbiditas del grupo Hecho.
FOTO: Perfil en artesa del valle glaciar del Gállego hacia su cabecera (Biescas) desde la torraza de Lárrede.
Introducción al Alto Gállego.
El Alto Gállego es una comarca emplazada al Norte de la provincia de Huesca, y al Sur de la divisoria pirenaica, donde el río Gállego tiene su nacimiento. Es un área muy montañosa con una elevación que oscila entre los 650 metros de su zona inferior en el municipio de Caldearenas y los 3150 metros del pico Balaitús. El valle principal del Gállego alberga dos núcleos importantes: Sabiñánigo, capital de la comarca, y Biescas, aparte de otras varias pequeñas poblaciones diseminadas en el entorno de los valles principal y colindantes. En la cabecera montañosa del Gállego aparecen otras dos municipios de notable importancia turística: Panticosa y Sallent de Gállego.
Es una región relativamente poco poblada y de relieve no muy destartalado por la mano del hombre, donde vamos a poder contemplar muchos elementos del relieve en el modo en que la naturaleza tuvo a bien presentarnos.
Es también un territorio donde podremos observar y entender como en ningún otro lugar el origen y progresivo desarrollo de una cordillera alpina: el Pirineo.
MAPA: Ubicación de la comarca del Alto Gállego. FUENTE: Turismo de Aragón, Gobierno de Aragón.
Alto Gállego is a county in the North of the province of Huesca, and to the South of the Pyrenees alignment, where the river Gàllego is born. It’s a very mountainous area, with an elevation which ranges from 650 meters in Caldearenas municipality, to 3150 in the summit of Balaitùs. There are two important towns in the valley: Sabiñanigo, capital town of the county, and Biescas, apart of many other villages in the main&tributary valleys. Sallent de Gàllego and Panticosa are two small towns placed in the head of the main valley.
FOTO: San Bartolomé de Gavín, Alto Gállego.
Las cordilleras alpinas.
Todas son montañas de vertientes pronunciadas, muchas de ellas elevadas y con paredes abruptas o crestas afiladas. Estos rasgos son debidos a que se han formado hace relativamente poco tiempo, en la última etapa de formación de montañas acaecida en la Tierra, u orogenia Alpina, y no ha transcurrido aún demasiado tiempo para que la erosión las haya aplanado y convertido en unas colinas antiguas y de pendiente suave, como los Apalaches o los Urales.
FOTO: Vertientes, paredes y crestas propios de cordilleras Alpinas: macizo de Balaitús. Batolito de Cauterets Oeste.
En el Cenozoico, o antigua era Terciaria, en concreto hacia el Oligoceno… mira que hablamos raro los geólogos… hace unos 30 millones de años (en concreto: desde hace unos 55 millones de años en la zona del Himalaya hasta incluso la actualidad en algunas áreas); y eso es poco para un planeta tierra que tiene 4500 millones de años de edad). Bueno, pues en ese período, la estructura de placas litosfericas que conforma la superficie de la Tierra ha sufrido unos movimientos laterales en que África, el continente indio y la placa de Cimmeria se comprimen hacia el Norte y van chocando contra Eurasia, cerrando progresivamente el amplio océano Tethys de cuyo recuerdo nos queda ahora el mar Mediterráneo.
Y claro, en aquellas zonas donde se cierra el océano Tethys completamente y colisionan lateralmente tierras emergidas, se pliegan y elevan montañas… son las cordilleras alpinas: Atlas, Rif, cordilleras Béticas, cordillera Cantábrica, Pirineos, Alpes, Apeninos, Alpes dináricos, Pindo, Montes Cárpatos, montes Balcanes, montes Tauro, Cáucaso, montes Elburz, Zagros, Hindú Kush, Pamir, Karakórum e Himalaya (link: Wikipedia).
El choque entre la placa Africana y la Euroasiática en la transversal de la península Ibérica ha dado lugar a varias cordilleras: al Sur, en la propia placa Africana, el Atlas; en el Sur de la microplaca Ibérica el sistema Penibético; y en el contacto de esta microplaca con Eurasia el Pirineo, o la Cantábrica en su prolongación al Oeste.
No quiere exactamente decir que esas cordilleras se hayan exclusivamente formado en esa etapa u orogenia Alpina. Imagina una plancha de hierro que se aprieta y tiene zonas donde hay grietas en las que se ha roto por lo que fuera en otra ocasión… seguro que por efecto de esta nueva presión vuelve a romperse por esas mismas zonas ¿verdad?. Pues igualmente el Pirineo que fue ya una linea de sutura en la orogenia Hercinica, vuelve a quebrarse y plegarse en el empuje alpino, mientras que otras zonas no facturadas como el cratón de las mesetas castellanas, apenas sufren este empuje.
FOTO: Varios planos de diferentes rocas en el Pirineo Axial del valle de Tena: Primer plano con areniscas pérmicas plegadas, calizas devónicas en segundo plano y el macizo granítico de Cauterets Oeste como fondo.
Edad de las rocas en el Alto Gállego.
Sin embargo, la orogenia Alpina no ha sido el único periodo de la historia de la Tierra presente y visible en nuestro Pirineo. Hubo montañas antes, en el Pirineo hercínico, y también cuencas de sedimentación entre montañas, mares someros o incluso no tan someros, y una erosión y depósito posterior a la última elevación alpina de nuestros Pirineos, con los grandes glaciares cuaternarios.
¿Y qué edades tienen nuestras rocas, nuestras montañas?
Me gusta decir que hay tres edades principales en el paisaje geológico que vemos, en las rocas de un relieve…
-Por un lado la edad en que se formó la roca, en general en una cuenca de sedimentación, metros bajo tierra, o incluso cientos de metros en el momento en que sus propiedades variaron con el metamorfismo o se estabilizaron en una roca ígnea proveniente de un material fundido. La estratigrafía o la petrología nos hablarán de esa primera edad de la roca.
FOTO: Rocas cretácicas y paleocenas al pie de la canal de Cavacherizas (Partacúa-Telera).
-Por otro lado el momento en que esa roca fue llevada al lugar en el que hoy la vemos, en general elevada pues nos encontramos en superficie y muchas veces en un lugar de topografía positiva y sometido a erosión. Ahí la tectónica tendrá su voz exclusiva.
-Por último habrá también una edad en la que el relieve se ha modelado de la forma y manera concreta en que nos permite que justo esa roca quede en la superficie terrestre. La geomorfología estudia esta última edad del relieve.
FOTO: Pizarras devónicas plegadas en el pico Llana Cantal. Visión desde la cumbre de Punta Zarre.
Si nos referimos a la edad de formación de la roca, tenemos rocas presentes desde el Silúrico superior, ésto es, hace unos 425 miĺones de años (pizarras del barranco de San Lorenzo, en la carretera del Pueyo a Hoz de Jaca) al cuaternario, con la referencia general en el Alto Gállego de que a medida que avanzamos hacia el Norte, son más antiguas las rocas.
¿Y por qué se produce ésto?
El relieve geográfico del Alto Gállego viene marcado por nuestra ubicación en la vertiente Sur del Pirineo; y las principales estructuras geográficas que hoy modelan estas montañas responden a la elevación de la orogenia Alpina y a su erosión posterior por el hielo y las aguas.
Vamos a entender de un modo sencillo cómo elevó la orogenia Alpina nuestras montañas: Imagina que juntas dos alfombras y las chocas entre sí, empujándolas desde atrás. Una de ellas entra por debajo de la otra (inicial subducción de la microplaca ibérica) pero al continuar empujándolas se forma un pliegue en el contacto entre ambas (obduccion) y deja de entrar una bajo la otra. Entonces van creándose pliegues cada vez más separados del punto de choque entre ambas alfombras (secuencia de cabalgamientos piggy-back) que así solventan la reducción de espacio. Fíjate que los pliegues más modernos serán los más alejados de la zona de choque entre las alfombras, y así los mallos de Riglos o el Gratal corresponden a la línea más reciente de montañas (cabalgamiento frontal sud-pirinaico).
IMAGEN: Secuencia piggy back de cabalgamientos.
FOTO: Areniscas margosas del Cretácico Superior con un plegamiento amplio en el pico Bucuesa.
Centro interpretación glaciares de Senegüé.
En el centro de la pequeña localidad de Senegüé, adscrita al municipio de Sabiñanigo, se encuentra una torre de infanzones erigida en el siglo XVI y que acoge tanto la escuela rural como el centro de interpretación de los glaciares de Senegüé. Y es que escasamente un kilómetro al Sur de este punto se halla la morrena frontal del glaciar del Alto Aragon en uno de los máximos de expansión (fase Senegüé) que tuvo lugar hace unos 35000 años.
El centro ofrece una serie de paneles con información sobre los glaciares en el mundo, en el Pirineo, la morfología glaciar y sus características. Y en otra de sus salas un pequeño estudio de los rasgos glaciares en el valle de Tena y la disminución de los aparatos glaciares en el Pirineo. Además realizan visitas guiadas a la cercana morrena frontal de Senegüé. Está operativo en verano y vacaciones de especial afluencia.
Por supuesto, la visita hasta la morrena es libre y podemos hacerla por nuestra cuenta en cualquier momento.
Las morrenas laterales son comunes en nuestro paisaje pirenaico. Corresponden a depósitos laterales de los materiales dejados por el glaciar durante su movimiento, y qué bien por reducción de sus dimensiones o por ubicarse en sus extremos, zonas de cizalla erosiva máxima en los tramos angostos y luego de depósito al perder tensión en áreas abiertas, quedan ahí como rasgo sedimentario. Sin embargo, es más difícil ver una morrena frontal, coincidente en general con un máximo en la expansión glaciar de esa época y dónde durante un tiempo se produjo el deshielo terminal y desaparición del glaciar entre su propio acumulo de derrubios.
FOTO: Entrampamiento de un ibón en la morrena lateral de la Canal de Izás, en la base de Punta Escarra.
Valles colgados en la morfología glaciar.
La presencia de valles colgados es una de las formas del relieve que sabemos se origina por la actividad de los glaciares. Pero ¿por qué ocurre ésto? ¿Podemos las personas normales entender a qué se debe esta característica?
Es relativamente sencillo entender que los valles fluviales tienden a erosionar para facilitar el discurrir del agua, y si un afluente se une a un río principal en un lugar de cota 800, ambos cursos de agua van a tener ese punto de unión como nivel de base hasta el que ir erosionando al trazar su perfil de equilibrio.
Ahora vas a pensar que deliro, pero ésto es porque el agua sobre el rio, si el punto está a cota 800, llegará a cota 801 (si el rio tiene 1 metro de profundidad) en el rio principal, y a cota 800,2 (si el afluente tiene 20 cm de profundidad) en el secundario. Nada relevante a considerar en un valle fluvial respecto a esta puntilla.
Pero ahora imagina la unión de un glaciar principal con un caudal de hielo mucho mayor que el de un glaciar lateral secundario: Imagina que la pendiente del valle principal, aunque origine menor velocidad de flujo que en el del secundario, como recibe 30 veces el volumen de nieve que este otro, nos da un espesor de hielo de 500 metros en este valle principal. Sin embargo, el valle secundario, aunque con mayor pendiente y velocidad de flujo, recibe -pongamos por caso- sólo 1/30 del volumen de nieve que recibe su vecino, y así sólo llega a la confluencia con un espesor de hielo de 200 metros.
En el punto de confluencia de ambos valles, el nivel de base ahora ya no será a cota 800, si no a cota 800+500=1300 metros, y mientras que el valle principal horada debido a su espesor de hielo hasta dejar su lecho a cota 800, el valle tributario horadará sólo hasta cota 1100 en ese mismo punto de confluencia. Al desaparecer los glaciares este rasgo se nos mostrará como un valle colgado sobre el otro en la confluencia, y un retoque fluvial post-glaciar a modo de garganta del tributario que trata de empezar a igualar ambos niveles de base.
FOTO: Valles de Chinipro y Yenefrito colgados sobre el curso principal del valle de Bolatica (ramal de la Ripera). Panticosa.
Interpretación de materiales e historia geológica en la subida a la collada Satué (Sabiñánigo).
MAPA: Fuente IGN español.
En el recorrido turístico que proponemos vamos a salir desde la variante de Sabiñánigo por la carretera secundaria que se dirige a la urbanización “las Margas” y luego se encarama al valle colgado en la base de la peña Oturia donde encontramos las localidades de Satué y Javierre del Obispo. A la vez te voy a ir contando una pequeña historia sobre la formación de la cordillera pirenaica durante la orogenia Alpina.
FOTO: Collada Satué, con los niveles superiores de areniscas de Sabiñánigo en primer término. Detrás se aprecia la Corona de Satué con los niveles de Conglomerados de Santa Orosia bien resaltantes.
Según recorremos la zona donde se construye la nueva autovía y se emplaza la urbanización de las Margas, el relieve es bastante plácido a excepción de los escarpes y terrazas que origina el curso del río Gállego y los recientes barrancos que bajan de la peña Oturia en su adaptación al período post-glacial… esto corresponde a eventos de hace cuatro telediarios que hoy no estamos estudiando. Por lo demás, el relieve es suave como corresponde a un terreno margoso. Estamos en el Eoceno Medio, sobre un depósito marino de margas (Fm. Margas de Larrés).
En su origen, este depósito de margas iba colmatando la gran apertura oceánica del golfo de Bizkaia, que varios millones de años atrás había reducido a una expresión mínima el istmo de unión entre la península Ibérica y el resto de Europa (una tercera rama de la dorsal centro-atlántica produjo la rotación anti-horaria de la península y un gran golfo oceánico que se abrió hasta mitad del Pirineo).
Sin embargo, escasos kilómetros al Norte y debido a la ahora activa presión de la placa Africana contra la Indoeuropea, la microplaca Ibérica está durante el periodo Eoceno comprimiendo los bordes de este golfo y originando el plegamiento de materiales en su extremo Norte, que así van dando lugar a unos rejuvenecidos Pirineos.
Aquí donde ahora estamos, un poco más al Sur, se van vertiendo sedimentos originados en la denudación de esas jóvenes montañas costeras. Y cada una de las avenidas de materiales de la costa que se derrumban hacia el surco oceánico produce una orla de turbidez que hace decantar sobre el fondo marino todas estas margas en las que ahora estaríamos buceando si retrocedemos unos 40 millones de años.
Ahora continuamos la ruta y se supera la collada Satué, donde aparece un acumulo de areniscas con laminaciones y margas. Estás areniscas, debido a su mayor resistencia a la erosión, son las causantes del relieve resaltante que conforma este cerro a nuestra izquierda y el propio collado de montaña. Son las areniscas de la Fm. Areniscas de Sabiñánigo, que se depositan hace unos 38 millones de años a modo de plataforma arenosa submarina, pero ya costera, debido a que el gran acarreo de materiales provenientes del contiguo continente ha ido colmatando aquel surco heredado de la apertura oceánica, y ya la zona en donde nos hallamos no se encuentra a profundidades de surco oceánico, si no en la parte submarina de un gran depósito arenoso costero.
En los rasgos de algunos de los paquetes arenosos se puede observar estructuras de laminación en la trama arenosa motivadas por los movimientos de flujo de corrientes, mareas y olas (ripples, laminación ondulada), así como restos de la acción de organismos vivos sobre los niveles arcillosos de debajo, que quedan fosilizados con el siguiente acarreo de materiales arenosos (bioturbaciones).
FOTO: Yebra de Basa. El nivel donde está el pueblo son las margas de Larrés, el primer relieve la Fm. Areniscas de Sabiñánigo y el rellano al pie del monte la Fm. Margas de Pamplona.
Ahora estacionamos en la collada Satué nuestro vehículo para contemplar qué ocurre montaña arriba, dada la suerte que tenemos de que en este área los estratos responden a un apilamiento de materiales cada vez más joven en posición cuasi-original, a excepción de la cumbre de la peña Oturia que comentaremos después.
FOTO: Nivel areniscoso con ripples y bioturbaciones en el muro del estrato y laminación ondulada perceptible en la sección del mismo.
El siguiente rasgo geográfico que aparece en nuestra progresiva contemplación ascendente del relieve es el rellano donde un poco más adelante en el valle se sitúan los pueblos de Satué y Javierre del Obispo. Es un rellano de escaso relieve que hace de base de las siguientes elevaciones de la Corona de Satué y -algo más al Norte- la peña Oturia, y dónde en alguno de los cortes del terreno podremos observar el acarcavamiento grisáceo propio de los terrenos margosos.
FOTO: Acarcavamiento en margas. Valle de Basa
Estamos en condiciones de reanudar nuestra historia: Hace unos 37 millones de años vuelve a hundirse la cuenca en uno de sus últimos pulsos de rejuvenecimiento y regresamos otra vez a un nivel más profundo de la cuenca sedimentaria; se reactiva el surco y recuperamos el depósito de una orla fangosa más profunda y proveniente de las corrientes de turbidez más separadas de la costa: esto es lo que se aprecia por encima nuestro que conforma las planas de Satué y Javierre del Obispo, de nuevo un depósito de margas que está por encima en la línea histórica de materiales que vamos estudiando, es por tanto más reciente en el registro estratigráfico, y que se conoce como Fm. Margas de Pamplona.
FOTO: Miembro superior areniscoso de la Fm. Areniscas de Sabiñánigo. Collada Satué.
Sin embargo, justo por encima aparece un relieve de nuevo con mayor inclinación, cubierto de bosque y en la base de los escarpes rocosos de la montaña: es la Fm. Belsué-Atarés, en general compuesta de areniscas de plataforma costera bastante similares a los de la Fm. Areniscas de Sabiñánigo, aunque aquí presenta ya intercalaciones de conglomerados similares a los que aparecerán montaña arriba, en la siguiente formación estratigráfica, pero cuyas facies o rasgos en cualquier caso son difíciles de percibir debido a que conforman la ladera inicial de la montaña, cubierta de vegetación densa. Vamos a quedarnos con que es una unidad de transición hacia el paso siguiente.
FOTO: Secciones estratigráficas recorridas y visualizadas en este capítulo, sobre el mapa IGME Magna 50_177 (fuente: IGME)
Y este aparece evidente en los afloramientos rocosos que están del todo visibles por encima, dando forma al espectacular relieve por donde se desploma el barranco de las Gargantas y que conforma la montaña de la Corona de Satué. Esas barreras de escarpes tan destacadas corresponden a la Fm. Conglomerados de Santa Orosia, la siguiente unidad en el tiempo, y que evidentemente nos marca un cambio radical de algo. Hemos dicho que no hay rotura en la sucesión de estratos y por tanto el cambio de paisaje debe reflejar un cambio en las condiciones de sedimentación del lugar en el que nos encontramos. ¿Qué ocurrió aquí hace 35 millones de años?
FOTO: Fm. Conglomerados de Santa Orosia en las ermitas de su mismo nombre.
Unos kilómetros al Norte, el choque entre la microplaca Ibérica y la Indoeuropea iba plegando los materiales y haciendo cabalgar grupos de estratos encima de otros. Se incrementa tanto el empuje de la nueva cordillera durante este tiempo que incluso cabalgará sobre sí misma una gran lámina que abarca incluso materiales formados hace relativamente poco tiempo, sea el grupo Hecho (Luteciense, de hace 45 millones de años), y su desplazamiento hacia el Sur provocará el constreñimiento y elevación de toda la zona donde ahora estamos. Aquí se seguirán depositando materiales, pero ya toda la zona de depósito ha sido elevada a consecuencia de la compresión pirenáica por encima del nivel del océano (ambiente continental, cuenca de antepaís).
FOTO: Aspecto de las lutitas y areniscas de turbiditas distales presentes en el Grupo Hecho (unidad Cotefablo). Afloramiento en Lárrede.
FOTO: Peña Oturia, relieve plácido constituido por el Grupo Hecho.
Hoy podemos observar cómo el empuje de la cordillera pirenáica en formación replegó estos materiales en el gran cabalgamiento de Oturia, arrastrando materiales del grupo Hecho hasta escasos tres kilómetros de aquí a nuestra izquierda y que hoy aparecen dando forma a toda la zona somital de peña Oturia (entonces tal vez no estaban tan cerca ni tan elevados, pues el desplazamiento ha continuado después, pero sí próximos y ya como un relieve positivo y continental).
La erosión de estos materiales y su arrastre por torrenteras y barrancos hasta la cercana cuenca de sedimentación ya continental en la que nos encontraríamos hace 35 millones de años, fue la causante de originar el depósito de estos conglomerados de Santa Orosia, donde la mayoría de sus clastos corresponden a fragmentos de materiales del grupo Hecho, y que unos cuantos millones de años después van a ser también incorporados al centro de la cadena pirenáica, pues resulta evidente que la posición que hoy ocupan ahí arriba en el escarpe de la Corona de Satué no es precisamente la de una cuenca de sedimentación.
Este ha sido un muy buen ejemplo del concepto tectónico de migración de la onda orogénica… cómo materiales de una cordillera dan lugar a sedimentos que a medida que avanza la cordillera quedan incorporados en esa misma cadena de montañas a modo de relieve positivo.
Apéndice: revisión del mapa geológico.
En esa misma línea de la construcción de la cordillera pirenáica durante la fase alpina, hemos hablado del gran cabalgamiento de Oturia, que arrastra materiales más antiguos, en concreto pertenecientes al grupo Hecho (Luteciense), y los coloca por encima de nosotros, en las alturas de peña Oturia. ¿Cómo ha podido ocurrir ésto?
En la progresiva colisión entre la placa Indoeuropea y la microplaca Ibérica que ocurre durante la orogenia Alpina, no basta sólo con un plegamiento de los materiales para compensar la importante reducción de espacio que se va produciendo en la zona. Algunos grandes plegamientos acaban rompiéndose en la zona de charnela de los pliegues, y lo estratos más duros cabalgan sobre sí mismos aprovechando algunos niveles más blandos que se estrujan y permiten este deslizamiento a modo de “niveles de despegue”. Un gran cabalgamiento se deslizó precisamente hacia el Sur desde la zona de choque de placas pirenáica en esta comarca del Oturia
En la última fase (5) actúa la erosión, pero podemos apreciar cómo en la zona somital del Oturia aparecen unos materiales (el número 2) que son más antiguos que los que aparecen en la base de la montaña, algo al Suroeste (el número 3). Hemos marcado igualmente las fallas inversas y el pliegue acostado con sus símbolos geológicos, para que ahora tú los reconozcas en el mapa geológico.
Fíjate que si comparas las imágenes en esa zona de contacto, puedes reconocer la estructura.
El batolito de Cauterets-Panticosa.
Hoy vamos a cambiar totalmente de ambiente, nos olvidamos de las rocas sedimentarias que caracterizan el Prepirineo y subimos a la cabecera del valle, al Alto Pirineo o la zona Axial Pirenáica, como se denomina en el argot geológico.
Allí vamos a fijarnos en las rocas ígneas que tenemos presentes en la cabecera del valle del río Gállego, en concreto en la zona Alta del valle de Tena y que van a aparecer en diferentes emplazamientos de ambas vertientes.
Encontraremos granitos, granodioritas, riolitas, andesitas, dacitas… como rocas ígneas reconocibles. Pero también corneanas, mármoles, pizarras y otras muestras de rocas metamórficas que sugieren proximidad a las altas presiones y zonas de magma fundido que caracterizan la raíz de una cordillera.
FOTO: Valle de Aguas Limpias: cabecera de Soba y Arriel.
Queremos investigar las rocas ígneas, aquellas que proceden directamente de la solidificación de roca fundida del interior de la Tierra; y de las que recordamos algo así como que existían volcánicas y plutónicas. Ocurre que en la cabecera del valle de Tena vamos a encontrarnos con esos dos polos opuestos dentro de este grupo de rocas. Pero además se nos van a presentar muy bien agrupados y diferenciados, incluso geográficamente, con lo que se sugiere empezar estableciendo una frontera entre las rocas ígneas que hayamos de encontrar alli, separando dos conjuntos exactamente por la línea del río Gállego y su continuación al Norte en la Gave de Ossau. Así, podremos reconocer:
Algo en la parte occidental y sobre la cabecera del valle, tres kilómetros al Norte en el origen del valle d’Ossau, aparece la descomunal mole del Midi d’Ossau, resto de una impresionante chimenea volcánica que hoy día también se yergue exhibiendo su estructura interna de roca oscura andesítica.
FOTO: Midi d’Ossau, chimenea andesítica, desde el refuge de Pombie.
También un poco más al Sudoeste aparece el edificio volcánico del Anayet, igualmente en la margen derecha orográfica del valle principal y ubicado entre las cabeceras de la Canal Roya, Canal de Izás y Espelunziecha.
Ambas estructuras están compuestas por rocas volcánicas o intermedias, de carácter relativamente básico (baja proporción de SiO2), tonos oscuros y origen brusco al enfriarse bruscamente el magma en su rápido camino hacia el exterior. Son un grupo de rocas ígneas de carácter volcánico, bastante diferentes en su origen y estructura respecto a los batolitos que hoy nos ocupan, y de los que en un próximo capítulo prometo hablaremos con todo detalle.
Hay un segundo grupo de rocas ígneas en la zona Alta del valle de Tena que se hace bien presente en la margen izquierda del valle y da lugar a las máximas alturas de nuestra comarca: extensas superficies de granitos blanquecinos cubren la cabecera del valle del Aguas Limpias (circos de Respomuso y Arriel) y el río Caldarés (Balneario de Panticosa), en la zona Oriental del valle. Estas son rocas plutónicas de carácter ácido (alta proporción de SiO2) y tonos claros. En ellas podremos reconocer a simple vista los minerales cristalizados, debido a que éstos cristales pudieron desarrollarse y crecer con tiempo suficiente durante la formación de la roca, en una solidificación progresiva del magma al irse enfriando bajo tierra de un modo lento y calmado. Hoy vamos a entender un poco más acerca de las rocas plutónicas y su origen.
FOTO: Balaitús y las Frondellas desde el pico Arriel. Paisaje puro granítico que sugiere la presencia de un batolito.
Vamos a explicar brevemente las características que se presentaron durante la formación del Pirineo en esta zona su zona cero, y cómo se produjeron las rocas metamórficas y se crearon las condiciones para que el magama fundido se acercara a la superficie consolidando estos batolitos ígneos.
En la zona central de una cordillera, o zona Axial, es frecuente que aparezcan rocas ígneas motivadas por la actividad orogénica. Pero ¿por qué y cómo sucede ésto?
Por un lado, la etapa de compresión y choque entre placas que se hace presente durante una orogenia no sólo ocasiona el plegamiento de las rocas, o la fracturación y desarrollo de cabalgamientos. En estas zonas centrales donde la presión es mayor y el enterramiento y apilamiento alcanza mayores espesores, también puede tener lugar su metamorfismo y fusión parcial (imaginemos -por ejemplo- aquellas que hayan sido empujadas hacia zonas más profundas, por efecto de la compresión lateral en esta zona donde justo convergen ambas placas).
FOTO: Granito de Panticosa (granodiorita de grano medio) en los Dientes de Batanes.
Sin embargo, la orogenia Alpina no conllevó en el Pirineo una deformación y transformación tan intensa de los materiales previos: si nos fijamos en el registro no encontraremos siquiera rocas metamórficas originadas durante ella. Todas las rocas metamórficas del Pirineo son más antiguas que la orogenia Alpina, ésto es, fueron metamorfizadas previamente a ella. Y de este mismo modo, tampoco van a aparecer rocas originadas por fusión parcial durante esa última orogenia.
¿Dónde tienen su origen las rocas metamórficas e ígneas entonces?
Hagámonos ahora a la idea que esta zona donde se ha producido el choque entre placas es una zona en la que la litosfera está fracturada, que ha colisionado enterrando sedimentos porque también se había fracturado anteriormente más o menos por ahí; es una zona de debilidad que forma una antigua sutura de placas de otra orogenia anterior, a modo de una herida que nunca cicatriza completamente. Siempre que la microplaca Ibérica se ve sometida a empujes o distensiones se fractura por unas líneas concretas, frente a otras zonas como la Meseta que constituyen un cratón estable.
El proceso de metamorfismo debido a presión de enterramiento que observamos en algunas rocas de esta zona Axial del Pirineo tuvo su origen más tiempo atrás, durante el Carbonífero, en la orogenia Hercínica que constituye la etapa de construcción de una primera cordillera Pirenaica anterior a la Alpina. Su causa fue el choque y unión de los continentes mayores de Gondwana, Laurentia-Báltica y Siberia para formar el supercontinente Pangea, y dejó una zona de debilidad o de sutura entre placas que nuevamente se reactivará en la orogenia Alpina al someterse de nuevo esta zona a una compresión diferente.
FOTO: Materiales devónicos intensamente plegados por deformación Hercínica en las proximidades del puerto de Marcadau.
Finalizado el empuje compresivo que conllevó la construcción de la cordillera Pirenaica Hercínica, los materiales más profundos afectados por la compresión engrosan también la litosfera hacia su raíz y producen un hundimiento y fusión parcial de un fragmento del manto litosférico.
Debido a su menor densidad, esta fracción fundida no se hunde hacia la astenosfera, si no que vuelve a ascender hacia la litosfera. Y avanzará a modo de domo entre las zonas más fracturadas del centro de la cordillera, en dirección a la superficie.
En el caso del magma hoy presente en el granito del valle de Tena, sabemos que en ese camino intruye de nuevo la corteza continental, donde incorpora a su fracción fundida materiales más silíceos; y en función de las zonas que ha intruído e incorporado, la bolsa inicial se va a subdividir en cuatro magmas híbridos diferentes.
Va enfriándose al ascender y finalmente queda emplazado y solidificado en los varios macizos que conforman el que se conoce como batolito de Cauterets-Panticosa, en concreto en una parte del macizo de Cauterets Oeste para la región de Respomuso-Arriel, y en el macizo de Panticosa para la región de la cabecera del Caldarés.
MAPA. Fragmento del mapa IGME serie Magna 1:50000 hoja Sallent. A escala cartográfica se aprecia la espectacular diferenciación magmática en domo.
Este macizo o sub-batolito de Panticosa constituye una diferenciación del inicial batolito de Cauterets-Panticosa al incorporar en su ascenso determinados materiales de la litosfera continental y generarse un magma de composición granodiorítica, que además al emplazarse y enfriarse ha dado lugar a una espectacular diferenciación magmática concéntrica: el magma primero en emplazarse es la fracción más básica (gabro-diorita anfibólica, primera en solidificar), que hoy día vemos en la periferia del macizo granítico; y progresivamente hacia el centro encontramos fracciones más ácidas y de color más claro (granodiorita de grano medio, granodiorita clara de grano fino y granito monzonítico).
Las marmoleras del Infierno.
Uno de los procesos más espectaculares que tuvo lugar en el emplazamiento del batolito en la zona de Panticosa fue la creación de una aureola de metamorfismo térmico en las rocas contiguas a éste, en los materiales que conocemos como encajantes, y que fueron calizas y pizarras de edad Devónica. En un lenguaje más coloquial, es fácil imaginar que cuando al fin el magma se vuelve muy viscoso y pierde su capacidad de fluir, toda la progresiva pérdida de calor afectará a las rocas que ya quedan rodeándolo, que sufren un calentamiento bestial, sin llegar a fundirse, pero sí originando cambios en algunos de sus minerales debido a la variación que la elevada temperatura origina en la estructura molecular y cristalográfica de la materia. Eso es metamorfismo de contacto, fundamentalmente originado por la elevada temperatura del magma que se va solidificando, y a diferencia de otros metamorfismos donde la presión de enterramiento juega el papel predominante.
FOTO. Visión de los picos del Infierno (segunda línea de montañas) con la marmolera gris clara en la parte central, las pizarras con tonos marronáceos contiguas a la marmolera, y el batolito granítico de tono gris oscuro a la izquierda. Vista desde la Gran Faxa.
Hemos dicho que los materiales contiguos por encima al emplazamiento del macizo granítico de Panticosa eran calizas y pizarras de edad Devónica. Las pizarras, al verse afectadas por ese intenso calor, se transformaron en corneanas o cornubianitas, de comportamiento muy rígido. Sin embargo, las calizas sufrieron una transformación en mármoles y esa variación mineralógica y cristalográfica les originó un comportamiento mucho más fluido. Imaginemos bajo tierra ese proceso y cómo ahora son los mármoles, de comportamiento mucho más dúctil y menos viscoso, los materiales que empiezan a migrar entre las corneanas que aparecen encima en la serie estratigráfica, intruyendo entre ellas con pliegues fluidales que finalmente fracturan y cortan de un modo transversal las estructuras sedimentarias. Las Marmoleras del Infierno se originan en este proceso, y en la fotografía se puede observar su carácter transversal respecto a las series de pizarras contiguas. El batolito granítico lo tenemos a la izquierda y algo por debajo de los picos del Infierno, tanto en la contigua montaña de los Arnales como en el contrafuerte que cae hacia la aguja de Bachimaña (a la izquierda del nevero de ese lado en la fotografía), y su composición en esa zona es de gabro-diorita anfibólica, como corresponde a la zona más periférica del macizo granítico de Panticosa. La edad de estas marmoleras es no inferior a comienzos del Pérmico, debido a que se ha podido observar aparecen cortadas por pequeños diques asociados con el cortejo de intrusiones andesíticas que poco después, en términos de tiempo geológico, darían lugar a las chimeneas volcánicas del Midi d’Ossau y el Anayet.
FOTO. Acuarela de los picos del Infierno con las características marmoleras. Vista desde Formigal.
MAPA: Fuente IGN español.
Los volcanes de Midi d’Ossau y Anayet.
La formación de la caldera volcánica del Midi d’Ossau y del pitón volcánico del Anayet son fenómenos algo más recientes en la historia de nuestro Pirineo, relacionados con la distensión que se produce en el Pirineo al finalizar la orogenia Hercínica.
Si leemos algunas consideraciones del geólogo Altoaragonés Ánchel Belmonte, nos habla del Midi d’Ossau, el Anayet y el pico Cerler como los tres antiguos volcanes que hoy podemos contemplar en nuestro Pirineo aragonés. Este último, de composición muy similar al granito de los plutones de aquella zona ribagorzana, parece estar relacionado en su origen con la consolidación de los plutones graníticos; no ocurre lo mismo en el caso del Midi d’Ossau y el Anayet, de los que hoy nos vamos a ocupar en detalle.
FOTO. Vista del Midi d’Ossau y lagos de Ayous desde la bajada del col de Ayous.
Imaginemos una cordillera pirenaica recién formada tras la Orogenia Hercínica o Varisca. Esta orogenia afectó una gran parte de Europa occidental y central (Sur de las Islas Británicas, Alemania, Norte y Oeste de la península Ibérica, Francia, Polonia, Chequia, Rumanía), así como los Urales en Europa Oriental; los Apalaches centrales y meridionales y los montes Ouachitas en Norteamérica; y las cadenas Mauritánides en el Norte de África. Se originó desde el Devónico Medio hasta el Pérmico, aunque su principal actividad fue en el Carbonífero; y su causa fue el choque y unión de los continentes mayores de Gondwana, Laurentia-Báltica y Siberia para formar el supercontinente Pangea.
Coetánea con la elevación de una cordillera por compresión y plegamiento al converger dos placas tectónicas, comienza la erosión de su relieve. Así, la cordillera empieza a perder elevación casi de inmediato, y aquí empiezan a tomar parte movimientos verticales que se conocen como reajustes isostáticos. ¿En qué consisten éstos?
Los movimientos laterales de placas litosféricas se deben a que esas placas rígidas, las placas litosféricas, flotan a una profundidad variable de unos 80 kms sobre la parte viscosa del manto conocida como astenosfera. Y de igual modo se hunden más o menos en ésta, en especial en las zonas en que las placas están seriamente fracturadas en trozos como ocurre en las zonas de choque entre ellas. Imaginemos algo parecido a lo que ocurre con los icebergs en el océano.
Si uno de esos pequeños fragmentos de placa ubicados en la zona de colisión empieza a perder masa en su parte exterior por erosión de sus montañas más prominentes, todo el bloque perderá masa y subirá hacia el exterior debido a que la astenosfera viscosa va a presionar hacia fuera ese bloque flotante, al igual que un iceberg que bruscamente perdiera su punta cambiaría entonces su nivel de flotabilidad y expulsaría parte del hielo sumergido hacia la superficie.
En una cordillera, ese reajuste isostático es un movimiento vertical ascendente que la elevará de nuevo en el momento en que sus montañas empiezan a perder masa. Este fenómeno se produce una vez la convergencia entre placas ha perdido fuerza y gana terreno la erosión de sus cumbres. Por supuesto, en la repetición progresiva de esta cadena de procesos tanto las cumbres como la raíz de la cordillera irán perdiendo espesor, y la sutura orogénica finalmente llegaría a igualarse con el espesor medio de las placas que se han suturado. Se diría entonces que la cordillera se ha peneplanizado.
FOTO. Visión del Anayet desde las primeras rampas de la subida al Vértice de Anayet.
En otro orden de cosas, volvamos ahora a nuestro caso concreto de estudio.
Hemos hablado en el emplazamiento de los plutones graníticos de cómo fragmentos de litosfera empujados hacia la astenosfera y fundidos, luego retornan hacia la superficie a favor de las fracturas compresivas de esas mismas zonas orogénicas.
Sin embargo, una vez la orogenia Hercínica ha concluído, las grandes fracturas compresivas que se habían producido en la zona de choque entre placas y que habían facilitado el apilamiento de materiales unos encima de otros en cabalgamientos, habrán dejado de recibir compresión y quedan ahora a modo de grandes grietas de fractura que pueden funcionar en sentido contrario, a modo de fallas normales distensivas, y facilitan tanto la apertura de cuencas trans-tensivas como también cualquier efusión de magma interno hacia la superficie. La cuenca de Anayet parece estar relacionada con una apertura trans-tensiva, y en especial sus últimas manifestaciones volcánicas, los niveles basálticos del Vértice de Anayet, sí aparecen estudiados como un vulcanismo trans-tensivo.
Existe también una relación de por qué algunos magmas de la zona fundida más exterior de la Tierra tienden precisamente a subir hacia la superficie en esas áreas orogénicas, pero no tiene una explicación sencilla. Simplemente considera dos cosas a este respecto:
-En una zona “revuelta” como aquellas donde han chocado dos placas, si se ha fundido una zona de materiales de la litosfera al penetrar tierra adentro, su densidad será menor que la densidad del magma más profundo y va a tender a subir hacia la zona de litosfera donde haya materiales de su misma densidad (considera que al fundirse un sólido la densidad varía muy mínimamente y sobre todo depende de su composición, y -por otro lado- los magmas fundidos no se mezclan tan rápido como pudiera parecer).
-Las fuentes termales aparecen fundamentalmente en zonas contiguas a las cordilleras, bien en su zona axial o en la zona de borde orogénico, y así nos indican que si entramos algo hacia el interior de la Tierra en esas zonas orogénicas, la temperatura sube bastante más que en otras zonas (el gradiente geotérmico es mayor).
Con esos detalles quiero hacerte ver que la probabilidad de que haya magmas intentando salir hacia la superficie en una zona orogénica es alta, tanto en su etapa compresiva como después de detenida la colisión entre placas, en función de las fracturas que entonces se abrirán en sentido distensivo.
En los momentos finales de construcción de la cordillera pirenaica Hercínica, hace 301 Millones de años, se estableció el plutón de Cauterets algo por debajo del relieve de entonces, y hoy día expuesto en la cabecera oriental del valle de Tena; mientras que -una vez concluida la cordillera pirenaica del Hercínico- se produjo la más brusca ascensión de magmas por fisuras corticales con la formación de la caldera volcánica del Midi d’Ossau hace 278 Millones de años, y -poco después- del pitón volcánico del Anayet.
FOTO. Arcillas Pérmicas y pitón andesítico ácido del Anayet.
Vamos a estudiar ahora con más detalle las características de este vulcanismo en la zona de los ibones de Anayet. Los más recientes estudios sobre los episodios volcánicos del Anayet corresponden a los estudios de Bixel, C. Galé y L. Rodríguez (2012), que engloban estos materiales volcánicos dentro de los depósitos detríticos de edad estefaniense-pérmico (arcillas rojas, areniscas y conglomerados también de matriz roja) sedimentados en una cuenca de depósito intramontañosa existente en aquellas épocas. Hoy estos materiales nos aparecen desde el valle de Tena hasta la selva de Oza, e incluso con continuación en el Pirineo Navarro Occidental.
Aparecen cinco episodios volcánicos intercalados en esos materiales, de los cuales tres pueden ser reconocidos si estudiamos esos depósitos (materiales “Gres Rouge” o depósito Estefano-pérmico) en el área de los ibones de Anayet.
Para ello se han establecido varias unidades dentro de esta formación estratigráfica, desde su base en el contacto con los estratos más antiguos y que aparecen debajo: las facies Culm del Carbonífero superior.
Vamos a detallar como curiosidad las diferentes unidades que podríamos distinguir en esa zona de Anayet, y así nos daremos cuenta de cómo el Anayet se originó en edades algo más tardías que el Midi d’Ossau, en un ciclo de erupciones volcánicas que probablemente tuviera al menos cinco diferentes volcanes emisores de edades sucesivas, de los cuales aquí aparecen coladas de tres de ellos, una de ellas enlazada a su propio edificio volcánico emisor:
1) Una unidad basal gris donde aparecen intercaladas rocas volcánicas que corresponden al “volcanismo del Ossau”, con los productos que debieron salir de la cercana caldera volcánica del Midi d’Ossau en dos diferentes ciclos de erupciones: uno de ignimbritas y cineritas de composición dacita-riolita (-278 Ma), y otro posterior (-272 Ma) de coladas de composición basalto andesítico-dacita.
2) Una unidad de transición.
3) Una unidad roja inferior (Fm. Somport definida por Mirousse en 1957), donde a techo aflora el vulcanismo de Anayet, formado por intrusiones y coladas de composición andesítica ácida, y que hacia el pico Anayet llegan a constituir una estructura lineal en forma de dique con inyecciones laterales y a modo de lacolito en las areniscas entre las que se intercala.
4) Una unidad roja superior (series de Baralet y Marcantón definidas también con anterioridad por Mirousse) entre la que aparecen interestratificadas rocas basalticas alcalinas que corresponden al tercer episodio volcánico en la zona y del que no tenemos constancia alguna de su caldera o su pitón volcánico como en los casos de Midi d’Ossau o Anayet.
FOTO: Serie de Baralet en la margen izquierda del valle del mismo nombre (vallee d’Aspe).
Sobre el terreno, serás capaz de diferenciar perfectamente las unidades rojas por su composición de niveles de lutitas, areniscas y conglomerados siempre con matriz oxidada de color intensamente rojo. En la zona del Anayet percibirás la presencia de sills, o niveles grises más compactos intercalados (interestratificados), que resultan ser los niveles volcánicos del episodio Anayet y evidentemente se engrosan hacia el pitón del Anayet, donde puede intuirse la estructura y forma de lacolito, así como el arrastre y deformación de algunos niveles de la s. inf. Además la erosión ha respetado un nivel superior de arcillas rojizas, que ahora queda aislado y nos sirve de nivel guía (s. roja sup): es esa terraza por donde discurre la vía normal hacia el paso de la cadena. Por encima en la serie estratigráfica, quizá incluso percibas, en la zona del Vértice de Anayet, la continuación de la serie roja superior y las intercalaciones volcánicas de la tercera efusión magmática.
Las megaturbiditas del grupo Hecho.
El grupo de estratos conocido como grupo Hecho corresponde a un enorme paquete de estratos de edad Luteciense (Eoceno Medio) que se depositaron en la cuenca marina que entonces dibujaba toda esta región.
Era una cuenca marina pequeña, en un intento de océano que se gestó desde el Cretácico hasta este período Eoceno y que fue causado por la apertura de una rama lateral de la dorsal oceánica Nordatlántica. Esta dorsal lateral comenzó a separar la microplaca Ibérica de la Indoeuropea a la altura del Golfo de Bizkaia; pero quedó unos millones de años después abortada a consecuencia del ingente empuje hacia el Norte de la placa Africana sobre la microplaca Ibérica y la placa Indoeuropea, al comenzar la construcción alpina del Pirineo.
Durante el tiempo en que esta separación estuvo activa, aquí en el Pirineo Occidental se abrió una prolongación del Mar Cantábrico que recibía sedimentos procedentes del Este, de las montañas Catalanas entonces emergidas, y en su período terminal también del Pirineo que ya se estaba comenzando a levantar justo al Norte. En el Luteciense era una cuenca relativamente profunda, que recibía avenidas de materiales que iban desprendiéndose de una rampa emplazada al Este. Esa rampa, que iba camino de convertirse en un talud oceánico si la apertura oceánica hubiera prosperado, caía a modo de tobogán desde una plataforma carbonatada más somera donde organismos calcáreos generaban relieve aprovechando que hasta esa profundidad sí penetraba la luz del sol.
FOTO: Margas y turbiditas del Grupo Hecho en la zona de Acumuer.
Cada cierto tiempo, una avenida de limos alcanzaba el punto de fondo de cuenca donde ahora nos encontramos, y luego durante un período largo de tiempo iban decantando las partículas arcillosas y carbonatadas que el agua marina llevaba disueltas tras una de esas avenidas. La distancia que nos separaba del pie de la rampa condicionaba que sólo limos y arenas de grano fino alcanzaran a depositarse aquí, tras cada una de estas avenidas ordinarias. En lenguaje geológico, sólo nos alcanzaba la parte distal de las turbiditas. Estas son, en conjunto, las características generales de los materiales depositados en el conocido como “grupo Hecho”.
Sin embargo, acontecieron varios eventos extraordinarios durante este tiempo, tal vez importantes terremotos u otros eventos tectónicos, que produjeron el desplome de todo el borde de la plataforma carbonatada sobre el cañón submarino que conducía a las profundidades en que aquí nos encontramos. Estos eventos originaron unos deslizamientos mucho mayores a través de la rampa o talud, que hicieron llegar a este punto grandes amalgamas de material carbonatado arenoso o limoso: son las afamadas Megaturbiditas del grupo Hecho.
FOTO: Megaturbidita 5 ó del Roncal limitada (falla inversa) del grupo de lutitas y areniscas de grano fino “ordinarias” del Grupo Hecho. Lárrede.
FOTO: Detalle del aspecto grisáceo propio del material carbonatado, finamente laminado, en el miembro basal de la Megaturbidita 5 ó del Roncal. Lárrede.
FOTO: Espectacular secuencia estratigráfica en las Sierras Exteriores. Peña Cancías.
Rutas y cultura en montaña, atela@dr.com 