La costa de Bizkaia más próxima a Bilbao, en concreto en el sector entre Getxo y Sopela, es un museo de geología al aire libre. Los acantilados que conforman la rotura de la rasa costera elevada sobre las diferentes playas y calas, constituyen una exposición permanente de estratos y estructuras geológicas en un entorno muy agradable de recorrer.
The coast of Bizkaia, exactly from Getxo to Sopela, approaches to a geological open-air museum. The cliffs from the high plain to the seaside (beaches) are in fact a nice exhibition about strata and geological structures, easy and nice to hike.
No tenemos preparado un recorrido geológico completo, pero sí vamos a ir comentando los diferentes puntos de interés geológico que vamos a encontrar en la zona, en su recorrido desde Bidezabal (Getxo) hacia Sopela, así como sus correspondientes explicaciones.
We have not arranged the fully geological itinerary yet, but we offer you here the different geological spots, shown in order while hiking from Bidezabal (Getxo) towards Sopela, and their concrete explanations.
En principio, según nos acercamos desde la playa de Arrigúnaga hacia el Molino de Aixerrota, estaremos encaminándonos sobre el flanco Sur del Sinclinal hacia su eje, que recorre la zona del cementerio de Algorta y que nosotros luego vamos a reconocer en la zona de Punta Galea. Los primeros afloramientos que vamos a visitar, algo antes de llegar a Punta Galea, corresponden a materiales muy jóvenes y situados justo en el comienzo del flanco Sur del Sinclinal, cuyo eje luego cruzaremos y desde donde comenzaremos un pausado recorrido alejándonos de ese eje hacia el dilatado flanco Norte del sinclinorio de Bizkaia, cada vez estudiando materiales más antiguos en la historia geológica de nuestra costa vizcaina.
We will be approaching to the axis of the Bizkaia synclinal over its South flank, and there we will have a look on the first well shown materials, very recent ones and close to the axis of this synclinal mega-structure. Afterwards, we will have a look on this axis, and will start our progressive detachment towards the North flank, on a long hike towards older and older sections on the history of the coast of Bizkaia.
-Estudio de materiales en el flanco Sur del sinclinorio de Bizkaia.
-Studying the materiales on the South side of Bizkaia synclinal fold.
La estructura del sinclinal o sinclinorio de Bizkaia la comentaremos con mucho más detalle en la siguiente parada, a la altura de Punta Galea. De momento basta con decir que un sinclinal es un plegamiento de los estratos que conforman un área, o doblez, en forma de “U”; ésto es, aquel en el que vamos a encontrar los materiales más modernos ocupando el centro de esa estructura plegada.
FOTO: Inicio de la ruta, sobre la playa de Arrigúnaga.
El flysch detrítico carbonatado del Luteciense (Eoceno Medio) corresponde a los materiales más recientes que aparecen en la zona -a excepción del curioso caso del “Beach rock” de Tunelboka- y en coincidencia con la situación que ocupamos ahora casi sobre el eje del Siclinorio de Bizkaia.
Generalmente al situarnos en el eje de una gran estructura sinclinal vamos a observar siempre los materiales más recientes, como explicaremos a detalle después, y el caso excepcional del “beach rock” -que resulta más moderno- será debido a la aparición de materiales discordantes con esa gran estructura sinclinal; que por lo demás nos irá presentando materiales más antiguos a medida que nos alejaremos de su eje.
Vamos a acercarnos a ver un afloramiento del flysch detritico carbonatado en el flanco Sur del sinclinal, aunque muy próximo a su eje, sobre una zona fácilmente accesible que aparece en la bajada desde el aparcamiento de Punta Galea hacia la explanada de descanso que coincide con la Punta Galea. Allí, en la valla que limita el acantilado, hay una puerta que permite abrirse (43.37099ºN 3.03518ºW) y da acceso a una antigua pista que bajaba al espigón del Super Puerto que aquí nunca llegó a finalizarse. Hoy día la pista está practicable sólo en los primeros cien metros, y luego nos obligaría a descender sobre un sendero tortuoso equipado con una cuerda fija precaria (alto riesgo de desprendimientos) para alcanzar el espigón: pero por ahí hoy no vamos a tener que transitar.
Vamos a descender sobre esa pista sólo unos 50 metros, hasta una herradura que describe para continuar bajando en sentido contrario hacia el emplazamiento del espigón.
FOTO: Vista general del flysch detrítico carbonatado en el flanco Sur Sinclinal de Bizkaia, como lo atestigua la inclinación de los estratos.
Allí, sobre la excavación realizada para permitir la curva, está nuestro primer afloramiento a estudiar:
Por un lado, se ve el aspecto de toda esta unidad de estratos, así como la notable inclinación de éstos hacia nuestra izquierda (N), confirmando que nos hallamos aún en el flanco Sur del Sinclinal.
Sin embargo, si nos alejamos justo en sentido contrario y sobre el terreno que limita la revuelta de la pista, podremos catar y observar muy detenidamente en qué constituyen estos materiales.
Estamos en un flysch, término geológico que se refiere a una alternancia reiterada de dos estratos que representan dos ambientes de sedimentación contiguos, pero diferentes en cuanto a su composición por tener una diferente génesis a pesar de sedimentarse en un mismo lugar, o porque las condiciones de esa zona de sedimentación van variando en el tiempo. Tengamos en cuenta que entre el depósito de un estrato y del siguiente puede haber meses, años, cientos de años o miles de años de tiempo transcurrido.
Estos estratos irán sucediéndose a intervalos concretos de tiempo a medida que cambian las condiciones de sedimentación de esa zona concreta, y éste hecho puede resultar importante para los estudiosos de la historia de la Tierra. Una vez deducido el factor o factores concretos que han producido el cambio en las condiciones de sedimentación, podrán cuántificar esa ritmicidad de estratos y el intervalo temporal en que se han depositado, a modo de calendario de cuándo han tenido lugar los factores que produjeron esa variación.
En este caso, se trata de variaciones de estratos de calizas y margas, niveles ambos blanquecinos pero el primero mucho más compacto y resistente, mientras que el segundo es más quebradizo y deleznable por la incorporación de arcillas en su estructura calcárea. Sin embargo, aquí aparece un tercer invitado marrónaceo que altera la rutina cíclica del flysch: una arenisca turbidítica que también vamos a explicar.
FOTO: Materiales del flysch detrítico carbonatado, con la alternancia de calizas y margas, y -a la derecha- una arenica turbidítica característica por su tono ocre y su laminación.
La caliza que entendemos aquí como de plataforma profunda, se forma en unas condiciones de calma en las que sólo hay depósito de partículas orgánicas decantada sobre el fondo marino.
En otros momentos, sí llegan aportes de materiales provenientes de la plataforma costera, a modo de cierta turbidez arcillosa que se combina con el carbonato y origina los depósitos de margas.
Estos dos diferentes depósitos, que constituyen el flysch perfecto, se interpretan como una alternancia de etapas de mar más profundo con exclusivo depósito de decantación marina, frente a otras etapas de mar menos profundo donde la presencia de sedimentos arrastrados desde la rampa continental, a modo de corrientes de turbidez, alteran el depósito pelágico de las calizas y dan lugar a depósitos de margas.
Por último hay episodios excepcionales de arrastre y depósito de materiales arenosos que proceden de la zona de cañones en la rampa continental y llegan acarreados hasta allí a modo de avalanchas sobre nuestra zona de depósito. Son las areniscas turbidíticas.
Es evidente que para realizar esta interpretación es necesario conocer el depósito de microfosiles asociado a estos estratos, y a tener estudiados los estratos vecinos tanto en la continuidad lateral como en la temporal a nuestra serie estudiada.
Sólo con el estudio de este afloramiento no nos valdría para saber que en ese momento la rampa hemipelagica en cuya base nos encontramos era producto de una apertura a modo de tercer brazo del oceano Atlántico, ya detenida y sometida a compresion Alpina en el momento temporal que estamos analizando.
Vamos ahora a retroceder unos metros, justo por encima de la curva y sobre la pista que retorna al paseo costero, para analizar varias de estas secuencias turbidíticas. La primera que observamos es tal vez la mayor y más erosiva de la zona, constituída por una gran avenida de arrastre de materiales desde la zona de costa que debió erosionar incluso la plataforma marina somera (calcárea, pero constituída de organismos mayores que viven sobre el fondo, a diferencia de la plataforma calcárea hemipelágica que muestran las calizas formadas aquí y que sobre todo se forma por decantación de partículas calcáreas mucho menores). Ha arrastrado y fragmentado moluscos, pero sobre todo Nummulites, organismos con forma de moneda que vivieron en los mares del Eoceno. En la base erosiva de esa primera turbidita se aprecia el depósito de materiales originado por esa rotura y arrastre de la plataforma somera, rasgo que ha valido a este área la caracterización de LIG (lugar de interés geológico).
FOTO: Gran turbidita con arrastre (muro, derecha) de materiales y fragmentos bioclásticos de la plataforma somera.
Volviendo hacia el paseo podemos percibir otras turbiditas menos gruesas con diferentes litologías y aspectos.
Como estos depósitos corresponden a eventos de inestabilidad (terremotos submarinos, grandes tempestades…) que producen un depósito mar adentro concreto, Bouma (1962) estableció una escala gradacional de los materiales que, desde muro en la base del estrato, a techo , van a constituir la secuencia de cada uno de estos depósitos. No quiere decir que todos vayan a estar representados en cada turbidita, pues quizá las fracciones más finas hayan continuado mar adentro sin depositarse aquí, o bien sólo hayan llegado a nuestro punto de depósito la nube de turbidez final de esa avalancha.
IMAGEN: Secuencia turbidítica, según Bouma (1963).
Ahora podemos observar diferentes turbiditas en la zona y reconocer algunas de las secuencias. Es preciso reseñar que el tramo Bouma B suele estar frecuentemente alterado por estructuras convolutas de salida de agua hacia techo del estrato.
FOTO: Turbidita donde, de muro (derecha) a techo (izquierda), se reconocen: la base erosiva, arenisca masiva con granoclasificación decreciente (principal característica del intervalo A) y arrastre de algún Nummulites; intervalo B con laminación paralela de régimen alto aunque distorsionada por la especie de volcanes de salida de agua hacia techo; estas mismas estructuras han distorsionado el intervalo C de laminación cruzada; pero sí se aprecian los limos laminados (intervalo D) que preceden a la rotura del estrato por el depósito margoso que no es si no el intervalo E marcado por Bouma.
FOTO: Turbidita donde, esta vez de muro (izquierda) a techo (derecha), se reconocen: la base erosiva, arenisca masiva con granoclasificación decreciente (principal característica del intervalo A); intervalo B con laminación paralela de régimen alto; los volcanes de salida de agua hacia techo han distorsionado el intervalo C de laminación cruzada; se aprecian los limos (intervalo D) que es la zona quebrada en fragmentos grandes; y el depósito margoso donde está la hierba que es el intervalo E marcado por Bouma.
-Visita al eje del Sinclinal de Bizkaia (Punta Galea).
-Visit to the Bizkaia synclinal fold (Galea cape).
Volvemos ahora al paseo y lo continuaremos unos cinco minutos en descenso hasta la explanada que constituye la Punta Galea, punto en que la Costa gira al N y donde bajo nuestros pies estaría exactamente el eje de un enorme pliegue.
Ya hemos explicado que un sinclinal es un plegamiento de los estratos que conforman un área, o doblez, en forma de “U”; ésto es, aquel en el que vamos a encontrar los materiales más modernos ocupando el centro de esa estructura plegada. Una gran estructura que comprende un conjunto de plegamientos menores pero con una misma forma global de “U” se denomina sinclinorio. En este respecto, la estructura sobre la que nos encontramos y que teniendo mucho cuidado podemos incluso visitar, se ha denominado “sinclinorio de Bizkaia”.
El Sinclinal de Bizkaia es una gran estructura de plegamiento originada por el empuje de la microplaca Ibérica sobre la placa Euroasiática y su continuación en el golfo de Bizkaia. Al constatar que en el núcleo de este sinclinal aparecen materiales del Luteciense (Eoceno medio) ya plegados, entendemos que la estructura se formó evidentemente después del depósito de esos materiales: primero se depositaron esos materiales, y luego se plegaron.
Ambos factores, ésto es, el hecho de tratarse de una gran estructura asociada al empuje de placas litosféricas emplazadas al Sur de la placa Euroasiática en su contacto con ésta; unido al hecho de haberse originado en una edad reciente, nos permite caracterizarlo como un empuje tectónico correspondiente a la orogenia Alpina.
FOTO: Eje Sinclinal de Bizkaia desde el único lugar apreciable en Tierra, cabo algo al N de Punta Galea.
Fíjate al observar el sinclinal y según el croquis siguiente, como una compresión lateral puede hacer que un acúmulo de materiales inicialmente en disposición horizontal pase a estar “apretado” en forma de “U”.
Igualmente date ahora cuenta cómo si la erosión nos hace desaparecer después los materiales superiores, y nos muestra una topografía en la que, por ejemplo, la línea verde constituye la superficie horizontal de la Rasa de la Galea, o incluso la pendiente topográfica del acantilado; si nosotros nos situamos precisamente en esa superficie, los estratos va a parecer que se inclinan hacia nosotros. Por otro lado, siempre los materiales más modernos (en este caso el 7) van a aparecer justo en el eje del sinclinal, mientras que irán apareciendo cada vez materiales más antiguos a la vez que nos apartamos a los lados de esta estructura.
Si deseas acercarte a ver el sinclinal hay que advertir que el punto de observación tiene un acceso peligroso, así como el reducido espacio colgado sobre el acantilado desde el que puede contemplarse. Hay que iniciar el camino de firme amarillento que continúa la costa, junto a la valla del Golf y por el que seguirá después nuestra visita geológica, y nada más girar a la izquierda al salvar una primera vaguada, salirnos decididamente a la izquierda en suave descenso entre los matojos hasta alcanzar -un poco por debajo- una senda que avanza hacia el acantilado justo en la margen derecha de esta vaguada. La senda se irá apartando de la vaguada sobre el espolón a este lado, que baja una especie de arista hasta una reducida plataforma colgada sobre el abismo done a nuestra izquierda se aprecia de vista lateral el eje del Sinclinorio de Bizkaia (NO RECOMENDABLE, RESPONSABILIDAD DEL LECTOR).
Si desde la zona de observación del Sinclinal de Bizkaia echamos la mirada hacia el lado Norte, en lo que constituye el flanco Norte del Sinclinal, observaremos que todos los estratos están tumbados hacia nosotros, se inclinan hacia nosotros, en lo que corresponde a la continuación de esta gran estructura en uno de sus lados.
FOTO: Cala de Tunelboka, inmediatamente al N del eje del Sinclinal y donde se observan los estratos inclinados hacia el eje del sinclinal, posición en la que nos encontramos.
A partir de este punto, de hecho, vamos a ir en esa dirección N. De este modo, cada vez iremos retrocediendo en la Historia de la Tierra, yendo hacia atrás en el tiempo por el Terciario y hasta alcanzar el Cretácico al final de nuestra ruta, a la vez que caminamos desde el eje del sinclinal por su flanco Norte hacia Sopelana.
Si nos hemos asomado hasta el acantilado, podemos ser testigos de algunos estratos que aparecen desmoronados sobre sí mismos, fenómeno geológico conocido como “slump”.
FOTO: Gran estrato que ha sufrido el fenómeno de “slump” en las proximidades del eje del Sinclinal de Bizkaia.
Hemos comentado como estamos ahora situados sobre los materiales más jóvenes que vamos a visitar en toda la jornada, y resulta curioso que algunos de los estratos parecen haberse desmoronado a la vez que se depositaban, como si toda la superficie de sedimentación hubiese estado perdiendo su horizontalidad a la vez que se depositaron los materiales, y éstos bruscamente se hubiesen deslizado sobre sí mismos (ten en cuenta que se depositaban en un medio acuoso, y sin necesidad de mucha inclinación podían deslizar sobre esa superficie inclinada o basculada). Este fenómeno podía deberse a una profundización en el surco profundo de rift que entonces constituía la cuenca Vasco Cantábrica, o incluso a los primeros plegamientos de empuje de la Orogenia Alpina que fue la que después crearía todo el sinclinal, pero en cualquier caso es revelador de que la cuenca estaba sometida a movimientos tectónicos a la vez que recogía sedimentos.
-Beach rock de Tunelboca.
-Beach rock in Tunelboca bay.
La bajada a la cala de Tunelboka es igualmente peligrosa y su acceso es muy próximo al que hemos tomado para ir al peligroso punto de observación del Eje del Sinclinorio. También después de atravesar esa primera vaguada en el camino de firme amarillo que sucede a la Punta Galea, pero unos ochenta metros después y donde el camino vuelve a torcer a la derecha, continuamos algo a la izquierda del camino sobre la campera y sin ganar altura para acercarnos al quicio del acantilado que se asoma a la derecha sobre la cala de Tunelboka. Un poco por debajo, y para ello es preciso regresar un poco a la izquierda a perder altura en la campera, hay un nuevo rellano asomado a ese lado (derecha) donde se inicia un camino en diagonal hacia ese lado que va bajando hacia la cala. La parte inferior es más peligrosa que al inicio, en una curva que suele estar húmeda y todavía ofrece bajo nuestros pies un escarpe digno de buen tortazo (NO RECOMENDABLE, RESPONSABILIDAD DEL LECTOR).
FOTO: Estratificación subhorizontal del Beach Rock de Tunelboka discordante con los estratos lutecienses (flysch claro).
En esta misma imagen podemos apreciar, no obstante, otros lechos oscuros de disposición horizontal o ligeramente escorados hacia el mar, que aparecen justo a modo de contacto entre el mar y la bahía terrestre. Es evidente que estos lechos rocosos no han sido plegados en el Sinclinal de Bizkaia, y por tanto son posteriores incluso a la Orogenia Alpina. Actualmente parecen estar siendo erosionados por el oleaje costero, si bien la disposición casi planar con una tenue inclinación hacia mar adentro nos invitan a sospechar fueron depositados por el mar en una disposición bastante similar que la que ahora ocupa. Vamos a leer una primera opinión geológica experimentada al respecto, y luego el abstract de un artículo geológico referente este nivel, que va a explicarnos su origen:
“Observamos como después de formarse, plegarse, fracturarse y erosionarse los estratos de luteciense, se forman hace escasamente 100 años unos nuevos estratos. Mostrando lo que en geología denominamos discordancia angular. Entre los estratos del luteciense y el beach rock han pasado cerca de 40 millones de años que no han dejado rastro material en este afloramiento. Sin embargo si que podemos ver que durante esos 40 m.a. las rocas del Luteciense se formaron, plegaron y erosionaron” (A. Berreteaga, Doctora en estratigrafía-paleontología, UPV).
“La siderurgia Altos Hornos de Vizcaya vertió al mar casi 30 millones de toneladas de residuos entre 1902 y 1966. En su mayor parte se consolidaron en la plataforma marina, pero una fracción significativa fue arrastrada al litoral por corrientes de oleaje, donde fue rápidamente cementada. Las playas resultantes tienen dos partes principales, la inferior conglomerática y fuertemente cementada, la superior dominantemente arenosa y débilmente cementada. Tras el cese de los vertidos ambas comenzaron a erosionarse por falta de alimentación (GEOGACETA 2015, V Pujalte et al. “The “Anthropocene” beach-rocks of Bizkaia, Basque Country: origin and degradation”)”
FOTO: Laminaciones constituidas por guijarros y ladrillos de Altos Hornos en el Beach Rock de Tunelboka
Meditemos un instante frente a una de estas grandes paradojas de la Historia de la Tierra y de las rocas estratificadas: vemos en ocasiones rocas formadas hace 20, 40, 70, 300, 700 millones de años, en la superficie terrestre porque hoy día están siendo erosionadas; pero que pudieron haber sido enterradas hasta profundidades donde algunas sufrieran metamorfismo, luego plegadas y elevadas hasta importantes cordilleras. Ahora estamos viendo, sin embargo, una roca sólida y dura formada hace escasos 100 años, apenas enterrada pero bien litificada, y que hoy día ya está sufriendo un proceso de erosión y desaparición.
-Estratos lutecienses de Tunelboca.
-Lutecian strata in Tunelboca bay.
Ya hemos comentado que el descenso hasta la cala de Tunelboca es peligroso debido a la exposición del sendero sobre los abismos (NO RECOMENDABLE, RESPONSABILIDAD DEL LECTOR). Si descendieramos allí, podríamos observar algunas curiosidades de este grupo de estratos lutecienses.
FOTO: Deslizamientos sinsedimentarios en los estratos lutecienses de Tunelboka.
Sobre el estrato continuado que aparece encima de la boya amarilla, encontramos un grupo de estratos fracturados y montados unos sobre los otros. El hecho de que el estrato infrayacente no aparezca afectado nos podría hacer pensar que los estratos pudieran estar invertidos y la causa de las fracturas ya hubiera ocurrido antes del depósito siguiente… sin embargo, no es así: los estratos están dispuestos en orden temporal de abajo a arriba en este caso.
La explicación es que a la vez en que se producía el depósito de los materiales en el Luteciense, la cuenca de depósito se veía afectada -al mismo tiempo- por un empuje sobre ella o un basculamiento hacia alguno de los lados. De este modo, los estratos se iban depositando en una superficie con cierta inclinación o empuje que producía ocasionales roturas de los mismos patinando sobre un estrato infrayacente que permanecía inafectado. De hecho, podríamos observar en otros grupos de estratos de la zona cómo muchas veces por encima vuelve a recuperarse la sedimentación completamente horizontal encima de estos eventos.
-El clavo de oro de Azkorri: Estratotipo base del Luteciense.
-Golden spike in Azkorri: Ypresiense-Luteciense boundary.
Avanzamos ahora kilómetro y medio por el paseo costero hacia el N. Encontramos a nuestra izquierda la bajada a la playa de Gorrondatxe o Azkorri. Ésta se desarrolla por un camino asfaltado en revueltas que recorre los estratos del final del Ypresiense.
Si miramos al Norte, en el lado del camino hacia Sopela del camino, encontramos ahí mismo los depósitos más blandos de toda esta área, que reflejan un ambiente muy poco energético en esa plataforma marina. Allí se iban depositando los sedimentos, en un ambiente de decantación de partículas disueltas y organismos flotadores, donde apenas llegaban algunas delgadas capas de corrientes de turbidez como reflejo de los acarreos de materiales que ocurrirían hacia línea de costa. El camino aprovecha esta zona hendida para bajar a la playa.
FOTO: Estratos de lutitas margosas y limolitas correspondientes al techo del Ypresiense y que marcan un ambiente de mínima energía en la cuenca de sedimentación.
Del mismo modo por ese camino asfaltado hacia la playa de Azkorri, justo a la izquierda en la primera curva aparece una bonita sucesión de estratos grisáceos muy erosionados (margas), algún estrato blanquecino más competente (caliza margosa micrítica) y estratos marronaceos también competentes en los que se observan laminaciones (areniscas calcáreas de origen turbidítico). Estamos ya en los últimos estadios del Ypresiense, en un fondo de cuenca algo más energético pero igualmente poco afectado por corrientes tractivas, y un poco por debajo del límite marcado por el clavo de oro: éste se ubica unos 60 metros en dirección a la Galea en la base del acantilado, justo encima de una zona excluída al tránsito y en unos estratos que están protegidos pero tienen una apariencia bastante similar. De hecho es al entrar en la playa de Azkorri y sin descender a su fondo, vemos a la izquierda la ubicación del clavo de oro, que marca el estratotipo base del Luteciense.
Un estratotipo se refiere a un grupo de estratos concreto de un lugar determinado que resulta un referente mundial a la hora de ofrecer la mayor información posible acerca de las condiciones que acaecieron en ese concreto período de la historia de la Tierra.
La Comisión Internacional de Estratigrafía, en el año 2009, definió la sección de rocas ubicadas a la izquierda en la entrada de la playa de Gorrondatxe (Azkorri) como estratotipo del límite Ypresiense/Luteciense, y así se ubicó un “clavo de oro” en el afloramiento donde aparece presente.
FOTO: Laminación horizontal de régimen alto y convoluta (Bouma B-C) en una arenisca de origen turbidítico (cercanías límite Ypresiense-Luteciense).
Ese límite aparece señalado por un incremento notable de especies de foraminíferos planctónicos y en concreto en el estratotipo de Azkorri se han localizado un centenar de especies (Morozovella gorrondatxensis toma su nombre de esta playa, donde fue descrito por primera vez).
El límite se ubica en una zona de margas y lutitas depositada en un ambiente de cuenca marina profunda hace 48,6 millones de años, y un poco más hacia Getxo de los niveles que acabamos de comentar. Algunas turbiditas vuelven a barrer el área de fondo de cuenca en este nivel, pero nada que ver con el episodio posterior, ni tampoco con el que se producirá un tiempo antes en la historia de nuestra cuenca Vasco Cantábrica (areniscas de Azkorri) y que vamos a observar después.
FOTO: Clavo de Oro (izquierda, clavado en el estrato margoso) y placa que atestigua el límite.
Si tomamos ahora en conjunto toda nuestra observación en el episodio de la Tierra que comprende desde el final del Ypresiense (bajada de Azkorri) y todo el Luteciense aquí en el litoral de Punta Galea, podemos ver cómo el ambiente litoral ha sido cada vez más energético, en diferentes pulsos pero gestando estratos cada vez más potentes y resistentes (de tamaño de grano más grueso), que incluso en sus últimas épocas presentaban episodios de inestabilidad en la propia cuenca de sedimentación (basculamiento, slumps), reveladores tal vez de una reactivación en el surco del Golfo de Bizkaia o de la próxima Orogenia Alpina que luego plegaría todos los materiales.
FOTO: Flysch detrítico carbonatado cada vez más energético en el Luteciense. Mitad de la playa de Azkorri.
-Areniscas de Azkorri.
-Azkorri sandstones.
Sobresaliendo como colofón de la playa de Azkorri en el extremo de donde no venimos, vemos un cabo rocoso de color amarillento que parece evidente está constituido de una roca más dura, debido a su silueta resaltante. Hemos mirado hacia el Norte, y así estamos volviendo hacia atrás en la Historia de la Tierra, entrando en concreto hasta un episodio anterior en el Ypresiense. Estamos ante una unidad de areniscas, microconglomerados y lutita (flysch arenoso) correspondiente al Eoceno inferior, y que también podemos reconocerla en el flanco opuesto del sinclinal de Bizkaia. En ese flanco Sur la encontraríamos justo al final del puerto Viejo de Algorta, son las “areniscas del Puerto Viejo ó de Azkorri”, con resaltes amarillentos diseminados entre los jardines y casas de ese entorno, y que también allí conforman el nivel resaltante del saliente de Usategi, entre las playas getxotarras de Ereaga y Arrigúnaga.
FOTO: Vista global de las areniscas de Azkorri en el extremo de la playa de Gorrondatxe-Azkorri.
En esta unidad vemos sobre todo areniscas cuarzo-feldespáticas, que han sido originadas en un ambiente de cuenca marina profunda, y que durante ese período relativo de nivel de mar bajo (LST) fue recorrido por corrientes de turbidez ocasionales que hacían llegar a esas profundidades aquellas partículas sedimentarias más gruesas provenientes del continente (turbiditas). Su edad es Ypresiense superior (Eoceno). Hay una característica muy especial de este paquete de areniscas, tanto en sus afloramientos como en cualquier edificio construido en las cercanías con esta roca, que es la fácil disgregación mecánica que sufren una vez expuestas al aire y sometidas a meteorización. En concreto se producen unas morfologías circulares tipo alveolos-tafoni subordinadas a las condiciones ambientales de la zona (aporte de sales “spray marino”, viento, lluvia, humedad y horas de insolación), y que sólo quedan mínimamente detenidas por la actividad biogénica de alga y líquenes que crecen sobre ellas, así como en las pátinas de óxidos de hierro que se generan a muro de los estratos (J. Elorza & R. Higuera-Ruiz, 2015).
Si nos acercamos hasta él, por ejemplo a nivel de mar en la playa de Azkorri, podemos ver como los estratos están casi sub-verticales. También podemos ver como las dunas costeras fosilizadas se amoldan y depositan justo en la base de este cantil rocoso.
FOTO: Dunas fósiles amoldandose en su estratificación a la base del cantil. Los estratos no son siempre horizontales en su depósito inicial.
Escojamos ahora el primer estrato que limita la playa de la pared rocosa, aproximándonos con marea baja a una ensenada justo a la derecha de un peñasco aislado y por donde puede accederse al acantilado. Desde justo este punto podemos apreciar en ese primer paquete más grueso y de N a S una cierta granoclasificación, una laminación paralela y una laminación cruzada (Bouma A-C). Si entramos decididamente al acantilado (peligro de caída de rocas, casco aconsejable), hay una oquedad margosa justo después de estos primeros niveles resaltantes donde, a nuestra derecha y en sendos muros de esos estratos competentes, se observan dos importantes estructuras geológicas:
-Moldes lineales de estructuras de arrastre (grooves) al llegar este depósito arenoso relativamente brusco sobre las arcillas blandas que estaban debajo (aquí ya erosionadas). Se perciben dos direcciones, una de un par de estructuras mayores y otra predominante de un buen número de estructuras menores, que si nos tomamos la molestia en restituírlas a la horizontal nos darían una orientación relativamente NNO-SSE, concordante con la llegada desde el continente de aportes arenosos al surco que constituía esta cuenca.
-Moldes de estructuras de reptación de seres vivos (icnofacies de Cruziana) sobre el estrato arcilloso que había debajo, fosilizados en las areniscas al depositarse estas encima.
FOTO: Icnofacies de Cruziana en el muro de un estrato de las areniscas de Azkorri..
-Playa de Arrietara-Sopela (esquina Atxbiribil).
-Arrietara-Sopela beach (Atxbiribil corner).
Esta importante playa, que antes era conocida como Atxbiribil en su extremo Norte, pero que ahora aparece conectada ahora con su esquina SO ó de Arrietara tras la excavación artificial del acantilado que tuvo lugar hace unos 20 años, ofrece algunos rasgos interesantes que de momento sólo vamos a esbozar, aunque en un futuro próximo examinaremos a detalle:
a/Flysch cretácico. Tal vez la mejor expresión de un flysch en la costa de Bizkaia la encontramos aquí, dado que la alternancia marga-margocaliza no aparece distorsionada por la entrada de turbiditas, y así facilita la comprensión de este fenómeno y las implicaciones que puede tener su estudio.
FOTO: Flysch Cretácico en Arrietara, deteriorado en la ampliación de la playa pero que resulta el más fácil de reconocer debido a la alternancia de margas y margocalizas sin pasadas turbidíticas.
b/Una cuña de arcillas triásicas se ha abierto paso a modo de diapiro en toda esta estructura.
FOTO: Cuña de arcillas triásicas, con empuje diapírico, que aparece al Norte del bar “El Peñón” y en esa esquina de la playa de Atxbiribil.
c/Estructura plegada sinclinal-anticlinal, con repeticiones de los depósitos y frecuentes fallas compresivas especialmente en las secuencias invertidas. Sin embargo, existe un contacto entre el Cretácico y el Paleoceno (el famoso contacto K-T) que vamos a poder observar.
FOTO: Zona plegada en el saliente de la punta Atxbiribil, cierre Norte de la playa Arrietarra-Atxbiribil.
FOTO: Niveles plegados en el extremo Norte de Arrietara-Atxbiribil.
-Pillow lavas de Meñakoz.
-Meñakoz vulcanic pillow-structures.
En marea baja, podemos avanzar hacia el Sur por la esquina de la cala de Meñakoz hasta alcanzar el saliente rocoso. Desde aquí y mirando tierra adentro, se expone a modo de estrato casi vertical en el acantilado costero el espectacular afloramiento de una gran colada volcánica submarina, invitándonos a admirar durante un buen rato el lugar. El saliente rocoso también volcánico de Meñakoz, que aquí se prolonga mar adentro, y algunas secuencias estratigráficas visibles en el lecho rocoso sobre el que caminamos antes de que suba la marea, completarán este fabuloso punto de interés geológico.
FOTO: Vista general del nivel de pillow-lavas en Meñakoz.
Empecemos con la contemplación y la comprensión de lo que vemos en el acantilado: un resalte vertical de roca oscura, con bolos más oscuros de en torno a 1,5 metros de diámetro y zonas más verdosas en el intersticio entre bolo y bolo. El estrato está cortado por el acantilado de un modo transversal, y de hecho aparece en disposición casi vertical, dado que la estructura pertenece al flanco Sur de un pliegue acostado casi subvertical y próximo a una falla que limita con la zona de la urbanización de Sopelmar.
Si observamos el conjunto, vemos también como a la izquierda de esa gran colada (por debajo en la serie), aparecen algunas coladas más pequeñas intercaladas en los estratos de margocalizas, e igualmente si nos fijamos en la superficie de la rasa mareal que ahora pisamos podemos percibir (por ejemplo al pie del peñasco saliente de Meñakoz) también esa intercalación de las coladas volcánicas entre los estratos calcáreos así como éstos rompen su uniformidad.
De este modo nos hacemos idea de una sedimentación de flysch carbonatado (alternancia calizas y margas, ya explicado al describir el flysch), correspondiente al depósito de sedimentos en un surco marino de cierta profundidad (500-800 metros), en la que bruscamente erupcionan coladas submarinas provenientes del interior de la Tierra y que también van a aparecer estratificadas en la serie. Estamos en el Cretácico, entre el Albiense superior y el Santoniense según las dataciones micropaleontológicas llevadas a cabo en los sedimentos carbonatados que aparecen a techo y muro (encima y debajo) de las coladas volcánicas de esta época en la Cuenca Vasco Cantábrica, e igualmente en una franja de edades de entre 104 y 83 Millones de años atrás según otras dataciones radiométricas (descomposición de isótopos de K/Ar progresivamente en el tiempo) llevadas a cabo sobre los propios diques volcánicos.
FOTO: Pillow lavas de Meñakoz. Almohadillas e intersticios.
Un importante rasgo de estas coladas de lavas almohadilladas es que las zonas más verdosas que hemos expresado se observan entre bolo y bolo, o almohadilla y almohadilla, están afectadas por un metamorfismo hidrotermal. Quiere esto decir que el propio calentamiento brusco al surgir el magma hizo reaccionar el sedimento marino con el agua y la parte más exterior de cada colada. Es, en concreto, un metamorfismo de tipo fondo oceánico que se desarrolla en un rango de presión y temperatura de bajo a medio: en concreto los petrólogos lo caracterizan en base a aquellos minerales de nueva formación que entonces han surgido, ubicándolo entre las facies zeolita a prehnita-pumpellita (temperatura en torno a 200ºC y presión menor a 12 Kbares).
Imaginemos ahora cómo se produce este proceso de metamorfismo brusco hidrotermal, conocido como espilitización: la lava surge a temperaturas en torno a 1000ºC e inmediatamente entra en contacto con el agua marina, de alto calor específico y que enfría la lava más bruscamente que en contacto con el aire. Atendiendo al caudal de la emisión de lava submarina, se generan zonas centrales interiores en los tubos de lava donde la lava se solidifica no tan bruscamente y sin apenas alterar su composición ígnea: hoy día lo percibimos a modo de los núcleos de esos bolos o almohadillas, formando estructuras concéntricas de retracción debido al enfriamiento desigual (tanto más rápido) en función de su mayor o menor proximidad a la zona de contacto con el agua marina. Pero además, en concreto en esa zona de contacto con el agua marina (la parte que vemos más verdosa en los intersticios) se produce una amalgama de lava, roca carbonatada encajante y agua salina, que resultará en el origen de un producto metamórfico hidrotermal donde se generan nuevos minerales al reaccionar el magma básico en unas condiciones determinadas de temperatura y presión con el propio agua del fondo oceánico, sus sales, así como carbonatos liberados del sedimento previo (aparecerán mineralizaciones de calcita, albita, y fundamentalmente la clorita que le da ese característico color verdoso).
FOTO: Secuencia sedimentaria cortada por una intrusión magmática que engloba fragmentos de sedimento previo.
Hablemos por último del marco en el que se produce la fractura en la corteza terrestre que hace posible la extrusión de estas coladas. Los petrólogos caracterizan estas rocas como basaltos alcalinos y traquitas. Los datos geoquímicos nos indican que parecen provenir no de la litosfera si no del manto infrayacente (similar a la fuente de basaltos conocida como de isla oceánica, debido a que muchas islas oceánicas tienen su origen en extrusiones de roca similar).
Pongámonos en antecedentes de que en esta etapa de la Historia de la Tierra se estaba produciendo una rotación antihoraria de la microplaca Ibérica, a la vez que se abría el surco del Golfo de Bizkaia, y también un movimiento senestro (de O a E), que aproximaba la placa desde una posición más occidental hasta los actuales límites que el Pirineo hoy día establece con la placa Euroasiática. Este movimiento lateral había de tener adscrita una serie de fallas transformantes que cortaran toda la litosfera a fin de hacer posible esa traslación. Y probablemente a favor de estas fallas se produjo el acceso del magma mantélico, aunque con una cierto sumando debido al adelgazamiento cortical que la apertura del Golfo de Bizkaia trajo consigo (fractura transformante + adelgazamiento de la corteza terrestre). De hecho, en el fabuloso artículo científico “El Vulcanismo Submarino de edad Cretácica de la cuenca Vasco Cantábrica” (M Carracedo Sánchez, F. Sarrionandia, T. Juteau, MACLA 2012) que hemos interpretado para esta explicación, se dice textualmente que “localmente parecen imponerse condiciones de tipo Rift sobre el contexto general de tipo transformante”.
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